Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica

Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska

Al. Mickiewicza 30
30-059 Kraków

OCENA PRACY MAGISTERSKIEJ

IMIĘ I NAZWISKO DYPLOMANTA: Michał Górka

Nr albumu: 109611

KIERUNEK I SPECJALNOŚĆ: Inżynieria Środowiska, Geofizyka Środowiska

JEDNOSTKA DYPLOMUJĄCA: Zakład Geofizyki

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

elektrooporowych nad intruzjami diabazów w Miękini

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

above diabase intrusions in Miękinia

PROMOTOR: dr hab. inż. Grzegorz Bojdys

RECENZENT: prof. dr hab. inż. Teresa Grabowska

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

Załączniki (rodzaj i ilość): brak

Ocena punktowa pracy magisterskiej

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

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

Łączna ocena liczbowa i słowna:.............6,0 (celująca).............................

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

Kraków, grudzień, 2006

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

2

STRESZCZENIE PRACY

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

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

Miękini. Pierwsi badacze uważali jej czarną i brunatną odmianę za dwie różne skały, lecz

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

magnetyczne i geoelektryczne na tym obszarze potwierdzają obecność tej skały pomiędzy

wychodniami w drogach. Na podstawie wyników inwersji geoelektrycznej programem

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

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

otrzymanych danych wynika, że skała jest w różnym stopniu zwietrzała. Charakterystyczne

minimum anomalii magnetycznej występujące w środku każdego profilu może być związane

z występowaniem przeszkody w równomiernym płynięciu potoku magmowego. Pomiar

podatności magnetycznej próbek skały potwierdza jej zróżnicowanie pod względem stopnia

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

ten pierwszy minerał ma silniejsze własności magnetyczne niż drugi.

Słowa kluczowe

diabaz, melafir, szoszonit, Miękinia, magnetometria, geoelektryka

ABSTRACT

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

magnetic features) than the second.

Key words

diabase, melaphyre, shoshonite, Miekinia, magnetometry, geoelectricity

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

3

Miejsce odbywania praktyki dyplomowej

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

2) Akademia Górniczo-Hutnicza – Zakład Geofizyki

Program praktyki dyplomowej:

1.

Zapoznanie z systemem pomiarowym LUND (Resistivity Imaging) firmy ABEM

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

2.

Wykonanie pomiarów metodą Resistivity Imaging na terenie przedsiębiorstwa

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

3.

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

4.

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

5.

Wykonanie pomiarów geoelektrycznych metodą Resistivity Imaging przy użyciu

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

6.

Opracowanie wyników pomiarów geoelektrycznych i magnetycznych w Miękini

(AGH).

OŚWIADCZENIE AUTORA PRACY

Świadom odpowiedzialności prawnej oświadczam, że niniejsza praca dyplomowa została

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

obowiązującymi przepisami.

Oświadczam również, że przedstawiona praca nie była wcześniej przedmiotem procedur

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

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

może być opublikowana jedynie po uzyskaniu pisemnej zgody promotora.

……13.12.2006……

……..Michał Górka…………

Data

Podpis autora

Jednostka dyplomująca

(pieczęć i podpis kierownika)

Kierownik Zakładu Geofizyki – prof. dr hab. inż. Jadwiga Jarzyna

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

4

FORMULARZ OCENY PUNKTOWEJ PRACY MAGISTERSKIEJ

Oceniany element pracy

Ocena

recenzenta

Ocena

promotora

Suma ocen

I. ZAWARTOŚĆ MERYTORYCZNA [ 0 – 40 pkt]

1. Zgodność treści pracy z jej tytułem.

[ 0 – 3 pkt]

3

3

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

[ 0 – 3 pkt]

3

3

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

[ 0 – 8 pkt]

8

8

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

[ 0 – 8 pkt]

8

8

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

[ 0 – 15 pkt ]

15

15

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

[ 0-3 pkt]

1

1

Zawartość merytoryczna łącznie

(suma punktów w wierszach: 1-6)

38

38

76

II. STRONA EDYTORSKA [ 0 – 10 pkt]

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

[ 0 – 5 pkt]

5

4

2. Kompletność i poprawność rysunków, tabel i załączników

[ 0 – 3 pkt]

3

3

3. Estetyka pracy

[ 0 – 2 pkt]

2

2

Strona edytorska łącznie

(suma punktów w wierszach: 1 – 3)

10

9

19

ŁĄCZNA OCENA PUNKTOWA PRACY

(suma punktów części I i II)

48

47

95

Podpis recenzenta........Teresa Grabowska........................data .....13.12.2006.............

Podpis promotora.........Grzegorz Bojdys..........................data .....13.12.2006.............

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

5

OCENA OPISOWA PRACY

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

(uzasadnienie wniosku o ewentualne wyróżnienie pracy)

RECENZENT

PROMOTOR

Praca przedstawia wyniki badań geofizycznych (geoelektrycznych i magnetycznych),

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

badaniach magistrant szeroko nawiązuje do danych geologicznych jak również

mineralogicznych. Laboratoryjnie określa własności magnetyczne dwóch odmian diabazu

budujących intruzję. Zaprojektowane i wykonane przez magistranta profilowe pomiary

polowe zarówno magnetyczne jak i umożliwiły mu szczegółowe rozpoznanie intruzji i

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

udokumentowanymi wnioskami. Na podkreślenie zasługuje samodzielność dyplomanta i

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

oceniam ją b. wysoko.

Teresa Grabowska

Podpis recenzenta

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

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

pomiarów geoelektrycznych i magnetycznych na praktyce dyplomowej i bardzo dobrze

przeprowadził pomiary terenowe. Równie dobrze wykonał wstępne ich opracowanie.

Bardzo szczegółowo rozpoznał geologię badanego obszaru, co zapewniło poprawność

geologicznych wniosków postawionych na podstawie wyników interpretacji ilościowej

pomiarów magnetycznych i geoelektrycznych. Biorąc pod uwagę wieloznaczność

interpretacji ilościowej w modelowaniu magnetycznym wykonał dwie wersje modeli i po

logicznej analizie wskazał jedną jako bardziej prawdopodobną. Ponadto znakomicie

przeprowadził kompleksową interpretację wyników dwóch metod geofizycznych, co było

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

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

wystąpieniami diabazów miękińskich w tym rejonie.

Grzegorz Bojdys

Podpis promotora

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

6

Spis treści

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

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

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

5.4. Interpretacja ................................................................................................................... 27

6. Pomiary kappametryczne próbek diabazu ............................................................................ 30

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

7. Pomiary magnetyczne........................................................................................................... 38

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

7

1. Wstęp

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

Zajączkowskiego w sąsiedztwie południowej granicy płyty porfirowej w Miękini,

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

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

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

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

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

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

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

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

wcześniej. Miękińskie skały melafirowo-diabazowe znane już były różnym badaczom w XIX

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

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

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

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

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

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

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

jasnoszara. Część środkowa jest świeższa i lepiej zachowana – jest ciemniejsza – niż część

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

chemicznego przypomina ona diabaz z Niedźwiedziej Góry.

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

zielonkawymi plamkami równomiernie rozmieszczonymi w całej masie, które stanowią

wypełnienia próżni w kształcie pęcherzy, powstałych po odgazowaniu magmy podczas

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

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

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

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

zaznaczającą się strukturę fluidalną analogiczną do struktury diabazu.

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

8

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

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

porowatej i pęcherzykowatej strukturze.

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

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

International Union of Geological Sciences) nazwana została trachyandezytem bazaltowym

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

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

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

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

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

chlorytem. Taki skład minerałów wtórnych odzwierciedla działanie tlenu w trakcie

końcowego stadium krystalizacji law melafirowych i ich początkowe autohydrotermalne

przemiany pomagmowe. Zarówno zmienność barwy melafirów jak i zróżnicowanie cech

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

magm diabazowej i lamprofirowej. Minerały magnetyczne barwy czarnej reprezentowane są

głównie przez magnetyt FeO·Fe

2

O

3

i ilmenit FeTiO

3

, a minerały barwy brunatnej – przez

hematyt α-Fe

2

O

3

i goethyt α-FeOOH (Czerny, 2006).

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

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

9

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

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

Pole pomiarowe jest idealne do demonstracji metody magnetycznej. Pomiary wykonane

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

następnym roku na tym obszarze badań geofizycznych z wykorzystaniem metody

magnetycznej oraz metody geoelektrycznej Resistivity Imaging, które stały się przedmiotem

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

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

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

Hutniczej w Krakowie).

Celem pracy jest sprawdzenie, czy kompleksowa interpretacja pomiarów metodą

magnetyczną i geoelektryczną da lepsze wyniki.

2. Lokalizacja obszaru badań

Miękinia to wieś położona w gminie Krzeszowice w powiecie krakowskim w

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

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

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

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

głównej na wzniesieniu (przy sklepie spożywczym), co pokazuje mapa (fig. 2.1.). 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). Z uwagi na ograniczenia obszaru

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

bliżej tego obiektu.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

10

0

100m

droga do pola pomiarowego

pole pomiarowe

odsłoni

ę

cia diabazów mi

ę

ki

ń

skich

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

N

-10

-5

0

5

10

x [m]

-50

-40

-30

-20

-10

0

10

20

30

40

50

y

[

m

]

profile pomiarów
magnetycznych

profile pomiarów
Resistivity Imaging

Fig. 2.2. Zestawienie profili pomiarowych

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

11

3. Budowa geologiczna badanego obszaru

Miękinia położona jest na północnym skrzydle rowu krzeszowickiego. Generalnie

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

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

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

dzieli się (od dołu) następująco:

1.

Warstwy malinowickie:

a)

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

miąższości ok. 65 m – najwyższy wizen kulmowy (C

wi

)

b)

piaskowce gruboziarniste, lokalnie z toczeńcami iłowców lub z wkładkami

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

namur (C

wi/n

)

c)

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

miąższości ok. 310 m – dolny namur A (C

nA

)

2.

Warstwy sarnowskie: piaskowce mikowe szare i żółtawe, kruche, lokalnie ze

spongiolitami o miąższości ok. 100 m – dolny namur A (C

nA

)

3.

Warstwy florowskie dolne: iłowce ciemne z wkładkami piaskowców i warstwami

węgla kamiennego o miąższości ok. 30 – 40 m – dolny namur A (C

nA

)

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

na przełomie C

3

/P

1

z wietrzenia niżej położonych warstw malinowickich, sarnowskich i

florowskich. Jej miąższość (w północnej części przekroju – fig. 3.2.) może wynosić od

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

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

Górna jej część jest czerwona, gdyż zawiera minerały, w których żelazo jest na trzecim

stopniu utlenienia Fe

3+

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

minerały femiczne na drugim stopniu utlenienia żelaza Fe

2+

(np. magnetyt?). Powyżej skał

karbońskich występują permskie skały osadowe (zlepieniec myślachowicki) oraz magmowe

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

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

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

oraz diabaz ulegały wietrzeniu. Nad zwietrzeliną w niektórych obszarach występują

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

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

rejonie pocięte są licznymi uskokami.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

12

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

geologiczna niewiele różni się od przedstawionej wyżej, co uwidocznione jest na fig. 3.2.

Dodatkowo, tuż przy powierzchni Ziemi obserwuje się lessy o miąższości od 0 do 2 m

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

0

500m

odsłoni

ę

cie diabazów/melafirów mi

ę

ki

ń

skich

pole pomiarowe

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

13

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

14

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

15

SW

NE

CnA

CnA/wi

5

4

8

1X

o

?

?

?

?

5

4

warstwy malinowickie

warstwy sarnowskie

zlepieniec myslachowicki

strefa paleowietrzeniowa

diabaz miekinski

zwietrzelina

3

6

1

2

uskok

7

porfir miekinski

C3/P1

P1

P1

P1

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

(przewyższenie pionowe ok. 4x)

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

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

po kopalni profiru)

4. Wyniki wcześniejszych badań geofizycznych

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

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

oraz lokalizację tych pomiarów przedstawia mapa na fig. 4.1.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

16

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

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

wykonanych w roku 2005

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

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

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

zaznaczona czerwoną strzałką związana jest z występującą tu wychodnią lub kominem

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

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

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

której pochodzenie nie jest dokładnie określone. Po jej kształcie i wielkości można sądzić, iż

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

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

zaznaczonym niebieską strzałką jest odsłonięcie diabazu miękińskiego.

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

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

maksymalnie na 22-23 m.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

17

5. Pomiary geoelektryczne

5.1. Charakterystyka metody i podstawy fizyczne

Metoda obrazowania elektrooporowego (Resistivity Imaging), zwana też tomografią

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

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

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

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

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

pomiarowego

wykonuje

się

do

momentu

osiągnięcia

spodziewanej

głębokości

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

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

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

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

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

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

zgodnie ze wzorem (5.1.).

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

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

zasięgu układu pomiarowego odpowiadający n-krotności odstępu pomiędzy elektrodami)

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

18

d)

g)

h)

c)

e)

f)

b)

a)

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

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

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

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

Zależność (5.2.) przedstawia ogólny sposób obliczenia współczynnika geometrycznego

dowolnego układu pomiarowego.

a

k

I

(5.1.)

gdzie:

ρ

a

– oporność pozorna [Ohm*m]

∆V – różnica potencjałów (napięcie) mierzona pomiędzy elektrodami P

1

i P

2

[V]

I – natężenie prądu elektrycznego płynącego w obwodzie zasilającym (C

1

, C

2

) [A]

k – współczynnik geometryczny układu [m]

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

19

k

1

C

1

P

1

1

C

1

P

2

1

C

2

P

1

1

C

2

P

2

(5.2.)

gdzie:

C

i

P

j

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

Należy pamiętać, że pomierzona oporność pozorna jest funkcją rozkładu oporności skał

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

stopnia zailenia lub zawodnienia skał.

W pomiarach elektrooporowych teoretycznie wykorzystuje się prąd stały. Aby uniknąć

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

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

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

prądu sinusoidalnie przemiennego o bardzo małej częstotliwości rzędu kilku herców.

Szacowany zasięg dla układu Schlumbergera ocenia się na

1

/

10

C

1

C

2

-

1

/

5

C

1

C

2

, a dla układu

Wennera płycej. Jednak rzeczywista głębokość penetracji prądu elektrycznego zależy od

rodzaju układu pomiarowego, jego geometrii, budowy geologicznej ośrodka.

5.2. Metodyka pomiarów

Dnia 20 września 2005 roku dokonano pomiarów geoelektrycznych metodą Resitivity

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

Profile pomiarowe Resistivity Imaging usytuowano równolegle do profili magnetycznych

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

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

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

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

Długość każdej linii pomiarowej wynosi 99 m.

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

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

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

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

20

pomiarów geoelektrycznych, których wyniki posłużą jako punkt odniesienia do interpretacji

magnetycznej. Do sterowania aparaturą oraz rejestracji wyników pomiarów użyto programu

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

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

(fot.: Bogusława Gryboś, 2006)

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

21

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

22

5.3. Przetwarzanie danych

5.3.1. Program komputerowy

Program Res2Dinv (fig. 5.6., fig. 5.8.) malezyjskiej firmy Geotomo Software służy do

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

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

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

5.8.a).

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

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

przygotowanym formacie.

Przed rozpoczęciem inwersji należy zweryfikować poprawność otrzymanych danych

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

można usunąć wartości punktów pomiarowych znacznie wykraczające ponad normę (medianę

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

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

niepoprawny wynik inwersji.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

23

Fig. 5.6. Okienko informacyjne programu Res2Dinv

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

24

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

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

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

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

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

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

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

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

komin. Jeśli nie wiadomo dokładnie, jakiego obiektu można się spodziewać, można użyć

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

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

a)

b)

c)

d)

e)

f)

g)

Fig. 5.8. Zrzut ekranu programu Res2Dinv do inwersji geoelektrycznej

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

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

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

zatrzymania inwersji)

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

ośrodka odniesione do głębokości odpowiadającej połowie rozstawu). Opis głębokościowy

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

25

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

ośrodka geologicznego.

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

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

inwersji danych pomiarowych, a skala pionowa odpowiada rzeczywistej głębokości.

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

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

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

opornościowy był zgodny z rzeczywistym rozkładem oporności w badanym ośrodku.

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

ukazuje poprawność uzyskanego modelu opornościowego ośrodka

.

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

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

5.3.2. Wyniki pomiarów i inwersji

Po przetworzeniu danych polowych na format wymagany w programie

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

programu oraz uruchomieniu procesu automatycznej inwersji, uzyskano obrazy

przedstawione poniżej. Otrzymano je jako efekt końcowy przetwarzania w demonstracyjnej

wersji programu w 3 iteracjach.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

26

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

inwersji na profilu -5

Fig. 5.10. Wyniki pomiarów geoelektrycznych metodą Resistivity Imaging i automatycznej

inwersji na profilu 0

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

27

Fig. 5.11. Wyniki pomiarów geoelektrycznych metodą Resistivity Imaging i automatycznej

inwersji na profilu 5

5.4. Interpretacja

Fig. 5.12. przedstawia zestawienie modeli geoelektrycznych otrzymanych w wyniku

automatycznej inwersji geoelektrycznej. Zestaw ten przygotowano przy użyciu programu

SURFER firmy Golden Software po wcześniejszym scyfrowaniu modeli geoelektrycznych w

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

gdyż użycie 5-ciu spowodowało „nadinterpretację” danych modelowych. W wyniku tego,

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

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

nie istniejące.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

28

profil 0

N

S

profil -5

profil 5

[ohm*m]

a)

b)

c)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-10

-5

0

h

[

m

]

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-10

-5

0

h

[

m

]

ρ

Fig. 5.12. Wyniki inwersji geoelektrycznej – zestawienie 3 profili

Na podstawie otrzymanych wyników generalnie można wyróżnić 3 strefy oporności. Strefa

pierwsza o najwyższych wartościach (powyżej 75 Ohm*m) oporności występuje na

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

podaje, że oporność elektryczna diabazu jest rzędu 10

3

-10

5

Ohm*m. Dlaczego tu wartość tego

parametru jest tak niska? Wynika to stąd, że skała ta może być zwietrzała, popękana i

zawodniona (w szczelinach może znajdować się woda zmineralizowana, która obniża

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

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

100 m na zachód od pola pomiarowego, można wnioskować, że wartości ρ związane są z

diabazem na tej głębokości (patrz też fig. 3.2.). Zróżnicowanie wartości oporności w tej

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

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

zaś tam, gdzie ρ jest mniejsze – odmiana brunatna.

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

odpowiadać warstwie zwietrzeliny zarówno powyżej, od strony północnej jak i poniżej

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

myślachowicki, toteż pod intruzją może znajdować się ta skała. Może ona być tak, jak diabaz,

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

29

zawodniona lub przeobrażona w wyniku wylania się na nią gorącej magmy lub też zwietrzała

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

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

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

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

miejscu są skały strefy paleowietrzeniowej powstałej ze zwietrzenia niżej leżących warstw,

którą tworzą iły (patrz rozdz. 3).

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

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

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

dlatego wzrost oporności może być związany z ich obecnością.

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

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

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

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

30

6. Pomiary kappametryczne próbek diabazu

6.1. Podstawy fizyczne

Podatność magnetyczna objętościowa κ, która charakteryzuje zdolność substancji do

magnesowania się J pod wpływem zewnętrznego pola magnetycznego H , jest wielkością

bezwymiarową definiowaną jako:

J

H

(6.1.)

gdzie:

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

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

Oprócz podatności objętościowej używa się też pojęcia podatność magnetyczna masowa χ,

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

[m

3

/kg].

χ

=

κ
ρ

(6.2.)

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

podatności zwanej efektywną κ

e

lub pozorną κ

a

, określoną wzorem:

e

a

J

i

J

r

H

(6.3.)

gdzie:

J

i

– namagnesowanie indukcyjne [A/m]

J

r

– namagnesowanie szczątkowe [A/m]

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

Drugim parametrem, który określa własności magnetyczne ciał, jest przenikalność

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

magnetycznej B do natężenia pola magnetycznego H :

µ

=

B

H

(6.4.)

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

31

Obok przenikalności bezwzględnej istnieje przenikalność magnetyczna względna µ

r

, która

jest ilorazem przenikalności bezwzględnej µ i przenikalności magnetycznej próżni µ

0

:

µ

r

=

µ

µ

0

(6.5.)

gdzie:

µ

0

= 4π·10

-7

[H/m]

Przenikalność względna jest bezwymiarowa.

Zależność między przenikalnością magnetyczną względną µ

r

i podatnością magnetyczną κ (w

układzie SI) wyraża się następującym równaniem:

r

SI

1

(6.6.)

Aby wartość podatności magnetycznej w jednostkach układu CGS określić w jednostkach

układu SI, należy skorzystać z prostego przelicznika:

SI

CGS

(6.7.)

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

ciała dzielimy na:

1)

diamagnetyki – κ < 0, µ

r

< 1

2)

paramagnetyki – κ > 0, µ

r

> 1

3)

ferromagnetyki – κ >> 0, µ

r

>> 1

Diamagnetyzm polega na ekranowaniu zewnętrznego pola magnetycznego przez pole

powstające w ośrodku na skutek indukcji. Molekuły diamagnetyka nie posiadają

wypadkowego momentu magnetycznego. W zewnętrznym polu magnetycznym w wyniku

precesji powstaje dodatkowy orbitalny moment magnetyczny elektronów skierowany

przeciwnie do przyłożonego pola. Wartości podatności magnetycznej są rzędu -10

-5

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

Cu

I

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

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

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

magnetycznego.

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

magnetyczne. W nieobecności pola zewnętrznego momenty magnetyczne są skierowane

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

32

Podatność magnetyczna paramagnetyków jest rzędu 10

-4

(Mortimer, 2001). Do tej grupy ciał

należą np.: Mg, Mo, Mn, Pd, Cr, Cu

II

, metale alkaliczne, lantanowce, ich tlenki i siarczki.

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

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

spinel, epidot, ankeryt.

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

spontanicznego namagnesowania. W obrębie domeny wszystkie spiny ustawione są

równolegle tak, że wypadkowe namagnesowanie każdej domeny posiada wartość

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

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

Istnienie pozostałości magnetycznej J

r

(namagnesowania szczątkowego) charakteryzuje tę

grupę ciał. Wartość podatności magnetycznej jest rzędu 10

4

-10

5

(Mortimer, 2001).

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

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

(np. Fe

3

O

4

– magnetyt, Fe

7

S

8

- pirotyn) oraz antyferromagnetyki (FeO, FeCO

3

, CoO, NiO,

hematyt Fe

2

O

3

).

6.2. Metodyka pomiarów

2 sierpnia 2006 w Pracowni Geofizyki Złożowej Zakładu Geofizyki AGH wykonano

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

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

zewnętrznych pól elektrycznych, magnetycznych i elektromagnetycznych pochodzących od

urządzeń elektrycznych lub przedmiotów metalowych były jak najmniejsze. Przygotowane

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

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

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

ramach eksperymentu, próbkę brunatną poddano pomiarom w każdym ułożeniu, aby

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

średnią arytmetyczną z tej serii pomiarów.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

33

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

(fot.: Adam Waśniowski, 2006)

6.3. Aparatura pomiarowa

Do pomiarów podatności magnetycznej stosowane są 2 typy przyrządów

wykorzystujących prąd zmienny. Są to przyrządy zawierające obwody mostkowe

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

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

magnetyczną próbek pomierzono w warunkach laboratoryjnych przy użyciu urządzenia

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

34

4

3

2

5

1

6

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

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

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

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

magnetycznej rdzeni wiertniczych MS2C)

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

cyfrowy oraz gniazdo zasilające wewnętrzną baterię akumulatorów i gniazdo komunikacyjne

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

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

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

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

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

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

skonfigurować miernik tak, aby wykonywał pomiary po każdorazowym naciśnięciu przycisku

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

35

1

2

3

4

5 6

7

8

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

1

2

4

3

5

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

36

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

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

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

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

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

objętość 10 i 20 cm

3

(ml).

Przed wykonaniem jakichkolwiek pomiarów, przyrząd należy skalibrować, używając do tego

próbki kalibracyjnej.

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

wyświetlacza LCD dla powietrza κ

pow1

, potem dla konkretnej próbki κ

pr

i na końcu znów dla

powietrza κ

pow2

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

magnetycznej κ badanej próbki.

pr

pow1

pow2

2

(6.8.)

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

powyższej procedury.

Po wykonaniu serii pomiarów istnieje możliwość eksportowania danych do komputera

osobistego PC w celu dalszej interpretacji.

Zakres pomiarowy MS2 wynosi 1-9999 · 10

-5

[SI] (· 10

-6

[CGS]), a dokładność pomiarów –

2 · 10

-6

[SI] (· 10

-7

[CGS]) na zakresie 0.1.

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

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

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

lub niemożliwe, wówczas pomiary powinny być przeprowadzone w specjalnym

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

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

słonecznymi.

6.4. Wyniki pomiarów

W tabeli 6.1. przedstawiono wyniki pomiarów podatności magnetycznej objętościowej

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

tym wartościom namagnesowanie, które posłuży do modelowania magnetycznego.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

37

Tabela 6.1.

Diabaz

κ [CGS] · 10

-6

κ [SI] · 10

-5

J [A/m]

Odmiana brunatna

995.5

1250.98

0.5

Odmiana czarna

3156.4

3966.45

1.6

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

przedział wartości podatności „zdrowej” skały wynosi 1000-10000 · 10

-6

[CGS] (Dzwinel,

1972), toteż można uznać, że wartości κ [CGS] z tabeli 6.1. mieszczą się w podanym

przedziale. Niewielka różnica między κ diabazu brunatnego a najmniejszą wartością

przedziału, jest do zaniedbania.

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

podaje, że czarna skała ma 7.15 % wag. FeO i 3.75 % wag. Fe

2

O

3

, a brunatna – 1.05 % wag.

FeO i 9.76 % wag. Fe

2

O

3

. Minerały magnetyczne barwy czarnej reprezentowane są głównie

przez magnetyt FeO·Fe

2

O

3

i ilmenit FeTiO

3

, a minerały barwy brunatnej zawierają hematyt

α-Fe

2

O

3

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

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

brunatny – więcej minerałów na trzecim stopniu utlenienia Fe

3+

. Jeśli rzeczywiście brunatna

odmiana diabazu jest bardziej zwietrzała niż czarna, to można uznać, że pomiar podatności

potwierdza to.

Podana w tabeli wartość namagnesowania dla poszczególnych próbek została obliczona w

następujący sposób:

1) dla próbki brunatnej:

J = 995.5 · 10

-6

[CGS] · 0.5 [Oe] = 497.75 · 10

-6

[Oe] = 49.775 · 10

-5

[Oe] = 49.775 [γ] =

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

2) dla próbki czarnej:

J = 3156.4 · 10

-6

[CGS] · 0.5 [Oe] = 1578.2 · 10

-6

[Oe] = 157.82 · 10

-5

[Oe] = 157.82 [γ] =

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

W obliczeniach wartość 0.5 Oe jest wartością natężenia obecnego ziemskiego pola

magnetycznego wyrażona w erstedach, przy czym 1 Oe = 10

5

γ. W próżni i powietrzu

natężeniu pola magnetycznego równym 1 γ odpowiada indukcja 1 nT.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

38

7. Pomiary magnetyczne

Istotą metody magnetycznej jest pomiar modułu całkowitego wektora indukcji

magnetycznej i wyznaczenie anomalii magnetycznych ∆T, posiadających związek z

własnościami magnetycznymi skał budujących skorupę ziemską.

7.1. Podstawy fizyczne

Do opisu pola magnetycznego stosowane są dwie wielkości: indukcja i natężenie pola.

Indukcja magnetyczna B jest podstawową wielkością charakteryzującą pole magnetyczne.

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

jego indukcji i jej zmiany podaje się w nanoteslach – 1 nT = 10

-9

T.

Jednostką natężenia pola magnetycznego T

według układu SI jest amper na metr (A/m).

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

1 Oe = (4π)

-1

· 10

3

A/m oraz 1 γ = 10

-5

Oe. W próżni i powietrzu natężenie pola wyrażone w γ

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

wynosi 50 000 γ to oznacza, że wartość indukcji pola B = 50 000 nT i natężenie pola równe

50 000 γ.

Współczynnikiem proporcjonalności w ośrodkach izotropowych jest przenikalność

magnetyczna µ (patrz rozdz. 6.1.).

B

T

(7.2.)

Obecnie wartość pola T wyraża się w jednostkach indukcji magnetycznej.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

39

N

E

X

Z

T

Y

x

y

z

I

D

H

0

polnoc
magnetyczna

Fig. 7.1. Struktura ziemskiego pola magnetycznego względem kierunków świata

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

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

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

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

xz jest składową pola w płaszczyźnie profilu

T

xz

. Kąt zawarty między składową H i T jest

inklinacją I, a kąt

φ

0

jest inklinacją w płaszczyźnie profilu. Miarą orientacji profilu względem

północy magnetycznej jest wartość kąta azymutu profilu

A

0

.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

40

φ

o

T

xz

polnoc
magnetyczna

X

Z

T

Y

x

y

z

I

A

o

H

0

β

J

xz

J

x

J

z

J

J

y

x

y

z

i

A

J

xy

0

a)

b)

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

względem płaszczyzny profilu pomiarowego xz

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

składowych o różnych źródłach:

- pola dipola magnetycznego

T

dip

,

- pola kontynentalnego

T

k

, wytworzonego przez niejednorodności głębokich warstw Ziemi,

- pola anomalnego

T

a

, wywołanego własnościami magnetycznymi zewnętrznych warstw

skorupy

- pola stacjonarnego pochodzenia zewnętrznego

T

z

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

- pola pływów.

T

T

dip

T

k

T

z

T

a

(7.3.)

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

41

Pole dipolowe i pole anomalii kontynentalnych jest zwane polem głównym

T

g

i związane

jest z budową wgłębną Ziemi.

T

g

T

dip

T

k

(7.4.)

Pole normalne (odniesienia, jednorodnie namagnesowanej kuli)

T

n

jest sumą wektorową

pola dipola magnetycznego, pola anomalii kontynentalnych i pola stacjonarnego pochodzenia

zewnętrznego.

T

n

T

dip

T

k

T

z

(7.5.)

Ziemia nie wykazuje idealnej jednorodności magnetycznej, dlatego pomiędzy polem

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

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

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

magnetyczne lokalne obserwuje się zwykle nad lokalnymi, magnetycznie czynnymi

strukturami geologicznymi, złożami żelaza. W Polsce jest to np. anomalia magnetyczna

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

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

ferromagnetyczne.

Pole obserwowane pomniejszone o zmienne pole pochodzenia zewnętrznego i pole normalne

jest polem anomalnym

T

a

.

T

a

T

T

n

(7.6.)

Do zlokalizowania zaburzenia ziemskiego pola magnetycznego wykonuje się na profilach

pomiary modułu wektora indukcji magnetycznej T

pom

, a następnie odnosi się je do pomiarów

wykonanych na bazie T

baz

mierzonych synchronicznie (w tym samym czasie), zgodnie ze

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

ale poza strefą przypuszczalnego oddziaływania pola anomalnego.

T

a

T

pom

T

baz

(7.7.)

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

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

T

pom

T

n

T

a

(7.8.)

T

baz

T

n

(7.9.)

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

42

Namagnesowanie J to zdolność ośrodka do tworzenia własnego pola magnetycznego. Jest to

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

namagnesowania indukcyjnego

J

i

i namagnesowania szczątkowego

J

r

, co przedstawia wzór

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

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

magnetycznej

J

r

wskazuje, że skała mająca własności ferromagnetyczne znajdowała się już

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

postaci naturalnej pozostałości magnetycznej NRM. Składowymi NRM są: termiczna

pozostałość magnetyczna TRM, detrytyczna DRM, chemiczna CRM.

J

J

i

J

r

(7.10.)

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

magnetycznego (fig. 7.2.a). Szczególną uwagę należy zwrócić na azymut profilu A

0

, azymut

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

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

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

jest kątem jak na fig. 7.3.a, a jeśli A

0

=180°, to według fig. 7.3.b.

β

x

A = 0

o

J

N

S

β

x

A = 180

o

J

N

S

a)

b)

0

0

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

Gdy przyjmie się namagnesowanie indukcyjne

J

J

i

przy azymucie profilu A

0

= 0°,

wówczas A = 0°, β = i = φ

0

= I = 63°.

Zmiany pola magnetycznego w czasie

dzielą się na spokojne (periodyczne) i zaburzone

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

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

43

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

trakcja elektryczna, linie elektroenergetyczne).

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

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

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

źródła anomalii na podstawie rozkładu pola magnetycznego. Zadanie odwrotne jest

wieloznaczne, tzn. że ciała o różnych parametrach mogą dawać taki sam rozkład pola.

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

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

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

namagnesowane występujące pod powierzchnią mogą być zlokalizowane dzięki takiej mapie.

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

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

w jakimś kierunku może wskazywać kierunek rozciągłości ciała zaburzającego o

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

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

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

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

Ważną rolą interpretacji jakościowej jest podział anomalii na regionalne (na dużym obszarze)

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

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

rejestrowane było odpowiednio poniżej lub powyżej powierzchni Ziemi), uśrednianie (mapy

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

Interpretacja ilościowa to określenie liczbowo wartości parametrów geometrycznych i

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

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

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

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

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

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

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

Obecnie stosuje się coraz częściej modelowanie przy użyciu odpowiednich programów

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

44

którego (praktycznie) dłuższa oś powinna 5-krotnie przewyższać oś krótszą (np. poziomy

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

pionowe lub nachylone warstwy cienkie i dużej miąższości). Ciałem 3D jest obiekt

izometryczny, np. kula, złoże w postaci konkrecji.

7.2. Metodyka pomiarów

Dnia 19 września 2005 roku w Miękini dokonano pomiarów metodą magnetyczną

przy użyciu magnetometru ENVI-MAG kanadyjskiej firmy Scintrex Ltd.

Profile pomiarowe zorientowano zgodnie z ogólną zasadą – prostopadle do rozciągłości

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

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

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

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

założonym we wstępie celu.

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

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

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

(wzdłuż każdego profilu) zmniejszała się w kierunku południowym, co jest równoznaczne z

wykonywaniem pomiarów w kierunku północnym ze wzrostem y (azymut profilu A

0

= 0°).

Długość każdego profilu wynosi 100 m, a na każdym z nich jest 101 punktów pomiarowych.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

45

Fig. 7.4. Metodyka pomiarów (Scintrex, 1994)

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

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

przypuszczalnym oddziaływaniem pola anomalnego. Wyniki pomiarów na bazie były

rejestrowane co 15 sekund.

7.3. Aparatura pomiarowa

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

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

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

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

ciekłokrystalicznym LCD. Konsola wyposażona jest w gniazda służące do przyłączania sondy

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

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

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

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

46

spirytusem lub węglowodorem (np. heksanem C

6

H

14

, ropą naftową), który znajduje się

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

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

popłynie prąd elektryczny polaryzujący, wówczas wyindukowane zostanie silne pole

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

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

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

elektromotoryczną o częstotliwości proporcjonalnej do wielkości pola magnetycznego Ziemi

zgodnie ze wzorem (7.11.).

f

G

2

T

(7.11.)

gdzie:

T – indukcja ziemskiego pola magnetycznego

G – stała żyromagnetyczna protonów równa stosunkowi momentu magnetycznego do

momentu mechanicznego

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

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

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

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

sczytywania danych pomiarowych z konsoli)

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

47

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

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

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

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

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

7.4. Wyniki pomiarów

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

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

krzywych pomiarowych opracowanych w programie GRAPHER firmy Golden Software.

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

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

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

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

nierównomiernego płynięcia potoku magmowego) popękanej. W północnej części pola

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

określone. Może to być struktura leżąca znacznie głębiej niż badany diabaz lub też płytko

leżące skały o słabszych własnościach magnetycznych w porównaniu z własnościami

diabazu. Pomiędzy każdą z anomalii dodatnich występują anomalie, których wartość zbliżona

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

48

N

dT [nT]

prawdopodobne uskoki

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

profil 10

profil 5

profil 0

profil -5

profil -10

S

N

-200

0

200

dT [nT]

-50

-30

-10

10

30

50

-40

-20

0

20

40

y [m]

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

poszczególnych profili pomiarowych nad intruzjami diabazów w Miękini

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

49

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

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

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

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

7.5. Przetwarzanie danych

Przetwarzanie ma na celu odpowiednią obróbkę otrzymanych danych pomiarowych.

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

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

rejestrowania pomiarów dla każdego przyrządu był różny. W punkcie bazowym pomiary były

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

momencie ustawienia się na danym punkcie pomiarowym. Aby obliczyć anomalię

magnetyczną ze wzoru (7.7.) należy doprowadzić tego, aby T

pom

i T

baz

miały wartości w

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

obliczeniu wartości pola magnetycznego T

baz

w czasie, w którym został wykonany pomiar w

danym punkcie profilu T

pom

. Wykorzystano do tego program równaj.exe autorstwa dr hab.

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

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

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

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

7.5.1. Program komputerowy

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

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

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

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

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

pomiarowej (fig. 7.11.).

W pierwszej kolejności należy wczytać dane. Służy do tego opcja

. Umożliwia ona

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

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

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

50

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

liczba struktur (powierzchni rozdziału) do jego stworzenia. Opcja

umożliwia powrót do

skali 1:1, po wcześniejszym zastosowaniu przewyższenia osi poziomej lub pionowej

.

Kliknięcie na

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

rozkładu namagnesowania w warstwie oraz kąta namagnesowania w płaszczyźnie profilu β

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

którego można wybrać powierzchnię rozdziału lub warstwę i zmienić wartości wymaganych

parametrów. Stawianie repera

blokuje zmianę wybranego punktu (dostępne w

późniejszych wersjach programu). „Licz wszystko”

oblicza krzywą modelową na

podstawie założonego modelu. Zwykle przy każdej zmianie parametrów modelu zmiany

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

należy użyć tego klawisza do odświeżenia wyników. Program umożliwia też odwrócenie

profilu pomiarowego

, a tym samym automatyczną zmianę wartości azymutu profilu oraz

kąta namagnesowania β (zgodnie z fig. 7.3.). W końcu uzyskane wyniki użytkownik może

zapisać na dysku komputera po kliknięciu na

. W tej opcji dostępne jest zapisanie: krzywej

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

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

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

Inter-m2D dostępna jest pod ikonką

. Obok klawiszy funkcyjnych są wyświetlone (jak na

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

Fig. 7.9. Okienko startowe programu inter-m2D

a)

b)

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

51

model

krzywa pomiarowa

krzywa modelowa

warstwa redukcyjna

Fig. 7.11. Korekta wybranej powierzchni

Fig. 7.12. Korekta namagnesowania w warstwie

Program umożliwia ustalanie rozkładu namagnesowania osobno w każdej warstwie modelu.

Kąt namagnesowania w płaszczyźnie profilu odnosi się do wszystkich warstw tworzących

model.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

52

7.5.2. Interpretacja geofizyczna przy użyciu programu komputerowego

Przed przystąpieniem do interpretacji geofizycznej (inwersji) należy dobrać wartość

namagnesowania J diabazu oraz skał otaczających i wartość kąta namagnesowania w

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

całego złoża i wartość β, choć w rzeczywistości złoże nie jest jednorodne i w każdym miejscu

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

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

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

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

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

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

związane jest tylko ze skałami posiadającymi własności magnetyczne.

Wartość β wyznacza się metodami laboratoryjnymi wykonując badania paleomagnetyczne

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

kolejnych etapach szukania β, ustalono niezależnie dla każdego profilu wartość tego kąta,

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

53

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

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

Profil -5

krzywa pomiarowa dT

krzywa modelowa dT

model ciala zaburzajacego

S

N

ρ

[ohm*m]

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300

d

T

[

n

T

]

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

0

1.6

1.6

1.6

0

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

54

Profil 0

ρ

[ohm*m]

krzywa pomiarowa dT

krzywa modelowa dT

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300

d

T

[

n

T

]

0

1.6

1.6

1.6

1.6

0

0

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

55

Profil 5

ρ

[ohm*m]

krzywa pomiarowa dT

krzywa modelowa dT

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300

d

T

[

n

T

]

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

0

1.6

1.6

1.6

0

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

Założono 2 koncepcje rozwiązania zadania. Pierwszą jest to, że 2 dominujące anomalie

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

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

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

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

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

skupić uwagę na drugim rozwiązaniu.

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

interpretacji magnetycznej. Aby w dużym stopniu ograniczyć wieloznaczność, model

magnetyczny starano się dopasować dość dokładnie do modelu geoelektrycznego (modelu

wyjściowego), bowiem metodę Resistivity Imaging oraz możliwość automatycznej inwersji

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

56

10 model magnetyczny opracowano na podstawie podobieństwa z modelami sąsiednich

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

zasięgu metody geoelektrycznej ze względu na możliwość jego występowania poniżej.

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

takiej głębokości h jest jak 1/h

3

, dlatego tam, gdzie było to konieczne, zmieniano głębokość

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

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

pochodzenie anomalii magnetycznej północnej części każdego profilu, stwierdzono, że ciało

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

m, a strop ustalono poza zasięgiem metody geoelektrycznej.

W ramach eksperymentu dokonano inwersji danych pomiarowych z uwzględnieniem

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

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

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

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

pod uwagę morfologii do inwersji na pozostałych profilach.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

57

Profil 0

ρ

[ohm*m]

krzywa pomiarowa dT
krzywa modelowa dT

morfologia terenu

model ciala zaburzajacego

S

N

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

0

5

10

d

h

[

m

]

-200

-100

0

100

200

300

d

T

[

n

T

]

0

1.6

1.6

0

0

1.6

1.6

0

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

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

geoelektrycznej na profilu 0

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

58

8. Zestawienie wyników badań magnetycznych i geoelektrycznych i ich
omówienie

Zestawienie wyników badań magnetycznych i geoelektrycznych to prezentacja

ostatecznych wyników interpretacji geofizycznej wraz z odniesieniem do budowy

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

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

przynajmniej do głębokości 10-15 metrów.

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

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

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

Imaging powinny wyglądać podobnie.

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

miękińskiego, co potwierdza model magnetyczny oraz obecność maximów oporności pod

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

wartością oporności elektrycznej oraz najsilniejszymi własnościami magnetycznymi. Skała ta

jest w różnym stopniu zwietrzała, co można zauważyć na wynikach geoelektrycznych. Im ona

jest bardziej zmieniona, tym jej oporność jest niższa. W miejscach, gdzie oporność ma dużą

wartość, może być czarna odmiana diabazu, a tam, gdzie niższą – brunatna. Ta pierwsza

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

magnetycznie słabszy w stosunku do pierwszego.

Nad omawianą skałą występuje zwietrzelina, która raczej nie wykazuje własności

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

obecnością dużej ilości wtórnych minerałów magnetycznych lub może to być ta skała, lecz w

tym miejscu mieć inne własności elektryczne. Nieuwzględnienie morfologii terenu w

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

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

dodatkiem gliny zwietrzelinowej. Wysoka oporność może być związana z występowaniem

lessów (Czerny, 2006) lub bardzo przesuszonej gleby.

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

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

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

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

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

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

m występuje strefa o obniżonej oporności. Fig. 3.2. podpowiada, że w tym miejscu są skały

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

59

strefy paleowietrzeniowej powstałej ze zwietrzenia niżej leżących warstw, którą tworzą iły. W

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

wywołuje. Pomiary przy użyciu tomografii elektrooporowej nie wykryły żadnego ciała

zaburzającego pole magnetyczne w tym miejscu. Na tej podstawie można sądzić, że anomalia

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

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

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

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

piaskowców arkozowych czerwonawych i żółtawych. Górna jej część jest czerwona, gdyż

zawiera minerały, w których żelazo jest na trzecim stopniu utlenienia Fe

3+

(goethyt, hematyt),

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

Fe

2+

(np. magnetyt?). Wymodelowana w tej części przekroju struktura może wskazywać na

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

od ok. 5.5 m lub płycej.

Warto też zwrócić uwagę na minimum anomalii magnetycznej w okolicy środka każdego

profilu. Charakteryzuje ono skały niemagnetyczne. Uważa się, że diabaz jest skałą spójną i

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

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

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

bardziej prawdopodobnym, jest przeszkoda w równomiernym płynięciu potoku magmowego.

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

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

intruzją.

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

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

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

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

magnetycznego. Na przekroju elektrooporowym obserwuje się w iłach lokalny wzrost

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

związana z nieciągłością tektoniczną. Prawdopodobne uskoki tektoniczne zaznaczone są na

mapie anomalii magnetycznej przedstawionej na fig. 7.7.

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

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

zjawiska nie ma na pozostałych przekrojach. Do tej pory uważano, że potok magmowy mógł

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

60

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

cieńsza. Innym rozwiązaniem może być zwiększająca się głębokość diabazu lub

zmniejszająca się wartość podatności magnetycznej na skutek intensywniejszego wietrzenia

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

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

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

czarnej odmiany diabazu.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

tej części modelu nie jest związana z występowaniem obok diabazów.

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

61

Profil -10

krzywa pomiarowa dT

krzywa modelowa dT

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

-200

-100

0

100

200

300

400

d

T

[

n

T

]

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

0

1.6

0

0

0

1.6

1.6

Fig. 8.1. Wyniki interpretacji magnetycznej na profilu -10

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

62

Profil -5

krzywa pomiarowa dT

krzywa modelowa dT

model ciala zaburzajacego

S

N

ρ

[ohm*m]

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300

d

T

[

n

T

]

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

1.6

1.6

1.6

0

0

0

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

63

Profil 0

ρ

[ohm*m]

krzywa pomiarowa dT

krzywa modelowa dT

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300

d

T

[

n

T

]

0

1.6

1.6

1.6

1.6

0

0

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

1.6

0

0

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

64

Profil 5

ρ

[ohm*m]

krzywa pomiarowa dT

krzywa modelowa dT

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

-200

-100

0

100

200

300

d

T

[

n

T

]

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

0

1.6

1.6

1.6

0

0

0

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

65

Profil 10

krzywa pomiarowa dT

krzywa modelowa dT

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

-200

-100

0

100

200

300

400

d

T

[

n

T

]

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

0

1.6

0

0

0

1.6

1.6

0

Fig. 8.5. Wyniki interpretacji magnetycznej na profilu 10

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

66

9. Wnioski (zakończenie)

W warunkach słabego rozpoznania budowy geologicznej zastosowanie kilku metod

geofizycznych pozwala ograniczyć wieloznaczność interpretacji.

Wyniki badań metodą Resistivity Imaging dostarczyły informacji o kształcie intruzji

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

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

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

wystarczający do potwierdzenia tu budowy płytowej diabazu. Metoda geoelektryczna rzuciła

też cień nadziei na to, że na profilu 0 może istnieć komin lub szczelina, poprzez które mógł

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

Obrazowanie elektrooporowe potwierdziło występowanie w północnej i dolnej części profili

iłów strefy paleowietrzeniowej.

Zastosowanie metody magnetycznej obok metody geoelektrycznej pozwoliło

stwierdzić, że intruzja diabazu miękińskiego ma formę złożoną. Największe wartości

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

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

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

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

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

przeszkodę w równomiernym płynięciu potoku magmowego. Metoda magnetyczna wskazała

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

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

diabazu.

Wykorzystanie metody kappametrycznej przyczyniło się do ułatwienia modelowania

magnetycznego. Dzięki pomiarom podatności magnetycznej próbek, obliczono ich

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

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

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

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

-6

CGS)

w stosunku do odmiany brunatnej (κ = 995.5 · 10

-6

CGS).

Dzięki zastosowaniu kompleksowej interpretacji udało się potwierdzić istnienie

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

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

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

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

67

Profil -10

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

0

1.6

0

0

0

1.6

1.6

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

Profil -5

model ciala zaburzajacego

S

N

ρ

[ohm*m]

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

1.6

1.6

1.6

0

0

0

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

Profil 0

ρ

[ohm*m]

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

0

1.6

1.6

1.6

1.6

0

0

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

1.6

0

0

Fig. 9.3. Podsumowanie wyników interpretacji geofizycznej na profilu 0

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

68

Profil 5

ρ

[ohm*m]

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

2

5

8

12

16

20

25

31

38

46

58

72

89

110

138

171

212

370

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

0

1.6

1.6

1.6

0

0

0

Fig. 9.4. Podsumowanie wyników interpretacji geofizycznej na profilu 5

Profil 10

model ciala zaburzajacego

S

N

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

y [m]

-25

-20

-15

-10

-5

0

h

[

m

]

0

1.6

namagnesowanie modelu magnetycznego [A/m]

0

1.6

0

0

0

1.6

1.6

0

Fig. 9.5. Podsumowanie wyników interpretacji geofizycznej na profilu 10

Zestawienie metod geofizycznych pozwoliło wyjaśnić źródło anomalii magnetycznej w

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

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

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

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

Ostatecznie można stwierdzić, że cel pracy został osiągnięty, gdyż kompleksowa

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

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

ale nie ostatecznie i podlega to dalszej dyskusji.

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

69

Literatura

Bartington Instruments Ltd (2004) Operation Manual for MS2 Magnetic Susceptibility
System. Instrukcja obsługi systemu do pomiaru podatności magnetycznej. Strona internetowa
http://www.bartington.com (niepublikowane).

Bojdys, G. (2005-2006) Konsultacje w trakcie przygotowywania pracy dyplomowej.

Czerny, J. (2006) Przekaz ustny oraz podane ustnie informacje z lat 90. XX w. będące
efektem pracy grup studenckich w ramach praktyk z kartografii geologicznej pod opieką dr
inż. Jerzego Czernego.

Czerny, J., Muszyński, M. (1997) Co-Magmatism of the Permian Volcanites of the
Krzeszowice Area in the Light of Petrochemical Data. Mineralogia Polonica Vol. 28, No 2,
3-25.

Dearing, J. (1999) Environmental Magnetic Susceptibility. Using the Bartington MS2 System.
British

Library

Cataloguing

in

Publication

Data

(strona

internetowa:

http://www.bartington.com), England.

Dzwinel, J. (1972) Elektryczne Metody Poszukiwawcze. W: Zarys Geofizyki Stosowanej
(Fajklewicz, Z., red.), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 295-482.

Dzwinel, J. (1978) Geofizyka: Metody Geoelektryczne: Dla Techników. Wydawnictwa
Geologiczne, Warszawa.

Fajklewicz, Z. (1972) Magnetometria Poszukiwawcza. W: Zarys Geofizyki Stosowanej
(Fajklewicz, Z., red.), Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, ss. 227-294.

Główny Geodeta Kraju (1997) Mapa topograficzna Polski: Wola Filipowska M-34-64-C-a-2
1:10 000

. Główny Geodeta Kraju, Warszawa.

Heflik, W. (1960) Charakterystyka Petrograficzna Diabazów i Melafirów z Miękini. W:
Materiały do Geologii Obszaru Śląsko-Krakowskiego

(tom VI). Instytut Geologiczny,

Warszawa, biuletyn 155.

Jaroszewski, W. (red.) (1985) Słownik Geologii Dynamicznej. Wydawnictwa Geologiczne,
Warszawa.

Loke, M. H. (1999) Electrical Imaging Surveys For Environmental And Engineering Studies.
Przewodnik do badań metodą Resistivity Imaging

. Strona internetowa: http://www.abem.com

(niepublikowane).

Mortimer, Z. (2001) Zarys Fizyki Ziemi. Uczelniane Wydawnictwa Naukowo-Dydaktyczne
AGH, Kraków.

Płonczyński, J., Łopusiński L. (1992) Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50000:
Krzeszowice M-34-64-C

. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

Scintrex Ltd (1994): ENVI Geophysical System Operations Manual. Instrukacja obsługi
magnetometru

. Strona internetowa: http://www.scintrexltd.com (niepublikowane).

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

70

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

Strony internetowe:

http://mapa.szukacz.pl

Praca magisterska Michał Górka, WGGiOŚ, AGH

71

Podziękowania

Serdecznie pragnę podziękować następującym osobom:

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

organizacji i pomiarach magnetycznych w Miękini oraz opiekę nad pracą dyplomową

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

pomiarach podatności magnetycznej próbek diabazów z Miękini oraz opiekę nad

pracą dyplomową

Panu dr inż. Jerzemu Czernemu za konsultacje geologiczne dotyczące badanego

obszaru oraz pomoc w znalezieniu literatury na ten temat

Panu dr inż. Jerzemu Włodzimierzowi Mościckiemu, Panu Wiesławowi Sułowskiemu,

Koleżance Bogusławie Gryboś za pomoc w realizacji i wykonanie pomiarów

geoelektrycznych metodą Resistivity Imaging w Miękini

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

pomiarach magnetycznych w Miękini

Panu dr inż. Ireneuszowi Felisiakowi za pomoc w znalezieniu literatury

Panu dr inż. Jerzemu Włodzimierzowi Mościckiemu za możliwość skorzystania z

pełnej wersji programu do inwersji geoelektrycznej Res2Dinv firmy Geotomo

Software

Panu dr inż. Januszowi Antoniukowi i Panu mgr inż. Grzegorzowi Strózikowi za

pomoc przy wstępnej interpretacji geoelektrycznej

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

z pomiarów w październiku 2003 na Rynku Głównym w Krakowie

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

udostępnienie i zeskanowanie mapy geologicznej rejonu Krzeszowic

Panu Andrzejowi Szumnemu z Pracowni Szlifierskiej WGGiOŚ za wycięcie oraz

wyszlifowanie próbek diabazu miękińskiego

Koledze Adamowi Waśniowskiemu za zeskanowanie mapy topograficznej oraz za

sfotografowanie próbek skalnych

Koleżance Bogusławie Gryboś za udostępnienie zdjęć aparatury GEOMES-RR5

Koleżance Monice Wilk za korektę angielskiej wersji streszczenia pracy