PODZIAŁ METOD
PODZIAŁ METOD
GEOELEKTRYCZNYCH
GEOELEKTRYCZNYCH
Podział według pochodzenia źródła pola elektrycznego:
Metody naturalnych pól elektrycznych
Metody sztucznych pól elektrycznych
Według charakteru źródła pola elektrycznego wydziela się:
Metody prądu stałego ( f = 0 Hz)
Metody prądów harmonicznie zmiennych:
Niskoczęstotliwościowe, gdy – 0,01 Hz << f << 100 Hz
Średnioczęstotliwościowe, gdy – 100Hz < f < 10
4
Hz
Wysokoczęstotliwościowe – radiofalowe, gdy 10
4
Hz < f << 10
7
Hz
Metody prądów impulsowych
Według umiejscowienia układu pomiarowego wydziela się :
Metody naziemne
Metody podziemne
Metody lotnicze
Metody morskie
Według związku parametrów fizycznych skał z polem elektrycznym
lub elektromagnetycznym wydziela się:
Metody wykorzystujące zdolność skał do tworzenia własnych źródeł pola
elektrycznego
Metody wykorzystujące zróżnicowanie oporności skał w polu prądu stałego
Metody wykorzystujące zróżnicowanie parametrów elektrycznych skał w
zmiennym polu elektromagnetycznym
FIZYCZNE PODSTAWY ZASTOSOWANIA
FIZYCZNE PODSTAWY ZASTOSOWANIA
METOD GEOELEKTRYCZNYCH
METOD GEOELEKTRYCZNYCH
Opór elektryczny danego bloku włączanego do obwodu prądu elektrycznego określa
się zależnością OHMA:
• Postać różniczkowa prawa OHMA
WŁASNOSCI ELEKTRYCZNE SKAŁ
WŁASNOSCI ELEKTRYCZNE SKAŁ
Oporność właściwa
Oporność właściwa
Przenikalność elektryczna
Przenikalność elektryczna
Przenikalność
Przenikalność
magnetyczna
magnetyczna
OPORNOŚĆ
OPORNOŚĆ
WŁAŚCIWA
WŁAŚCIWA
Jeżeli założymy : l =1 a =1 b=1,czyli objętość bloku równą 1,
otrzymamy relację R =
Oporność właściwa
Oporność właściwa
skały jest to opór , jaki
stawia jednostka objętości skały
przepływającemu przez nią prądowi
elektrycznemu.
W przypadku niejednorodnej budowy ośrodka geologicznego
oporność rejestrowana przez układ pomiarowy jest opornością
uśrednioną ( w sposób trudny albo niemożliwy do opisania )
charakteryzującą cały kompleks skalny. W ośrodku
jednorodnym mierzona oporność pozorna skał jest równa
oporności właściwej ośrodka skalnego.
JEDNOSTKA OPORNOŚCI
JEDNOSTKA OPORNOŚCI
• Podstawową jednostką wymiarową
oporności w metodach geoelektrycznych
jest
omometr [Ωm]
• Odwrotna wielkość oporności elektrycznej
nazywa się przewodnością elektryczną.
• Odwrotność jednostki oporności stanowi
jednostkę przewodności elektrycznej
zwanej SIMENS [ S ]; δ [S] = 1/ƍ [Ωm]
-1
PRZENIKALNOŚĆ ELEKTRYCZNA
PRZENIKALNOŚĆ ELEKTRYCZNA
i
i
MAGNETYCZNA
MAGNETYCZNA
•
Przenikalność elektryczna
Przenikalność elektryczna
skały
charakteryzuje zdolność skały do
elektrycznego polaryzowania się tj. tworzenia
własnego pola elektrycznego pod wpływem
wzbudzającego pola zewnętrznego.
•
Przenikalność magnetyczna
Przenikalność magnetyczna
skały
charakteryzuje zdolność skały do
magnetycznego polaryzowania się tj.
tworzenia własnego pola magnetycznego pod
wpływem wzbudzającego pola zewnętrznego.
WIELKOŚCI BEZWYMIAROWE
Metoda naturalnego pola elektrycznego
PS
• Metoda ta polega na wykorzystaniu
naturalnej zdolności niektórych skał
lub procesów geologicznych do
tworzenia źródeł pola elektrycznego
w środowisku geologicznym
Metoda polaryzacji wzbudzonej
Metoda polaryzacji wzbudzonej
• Metoda polega na wykorzystaniu
zjawiska chwilowej polaryzacji utworów
skalnych, wywołanej przepływem
impulsu prądu elektrycznego
W metodzie polaryzacji wzbudzonej (induced polarization – IP method) do odróżniania i
identyfikacji skał wykorzystywana jest inna własność elektryczna – polaryzowalność
wzbudzona
. Charakteryzuje ona zdolność danego ośrodka skalnego do polaryzowania
się pod wpływem przepływającego przez ten ośrodek prądu elektrycznego stałego lub
zmiennego o małej częstotliwości ( f< 5Hz )..
C z a s [m s ]
V [m V ]
V
o
t
1
V
I P
= V
IP
/
V
o
gdzie: – współczynnik polaryzowalności,
[mV / V ] lub [%],
V
IP
– napięcie depolaryzacji na „dipolu” MN
po upływie czasu t
1
od wyłączenia prądu
polaryzującego, [mV],
V
o
- napięcie na „dipolu” MN w czasie
płynięcia prądu polaryzującego, [ V] lub [mV]
Z
X
Y
i³y m io c e ñ s k ie
g lin y
p ia s k i
z w ie r c ia d ³o w o d y
BUDOWA GEOLOGICZNA A PRZESTRZENNY
BUDOWA GEOLOGICZNA A PRZESTRZENNY
ROZKŁAD
ROZKŁAD
WŁASNOŚCI ELEKTRYCZNYCH W OŚRODKU
WŁASNOŚCI ELEKTRYCZNYCH W OŚRODKU
GEOLOGICZNYM
GEOLOGICZNYM
Budowę geologiczną (BG) można rozważać jak przestrzenny rozkład skał: BG = f ( x,
y, z)
Z
X
Y
= 8 0 0 o m m
2
= 1 0 0 o m m
= 1 0 o m m
4
= 3 0 o m m
1
3
BG ( x, y, z )
( x, y, z
)
BG ( x, y, z ) W
fiz.
( x, y,
z )
Budowa geologiczna narzuca przestrzenny rozkład własności fizycznych W
fiz.
w
ośrodku:
Jedną z własności fizycznych ośrodka geologicznego jest oporność
elektryczna
Z
X
Y
i³y m io c e ñ s k ie
g lin y
p ia s k i
z w ie r c ia d ³o w o d y
BUDOWA GEOLOGICZNA A PRZESTRZENNY
BUDOWA GEOLOGICZNA A PRZESTRZENNY
ROZKŁAD WŁASNOŚCI ELEKTRYCZNYCH W OŚRODKU
ROZKŁAD WŁASNOŚCI ELEKTRYCZNYCH W OŚRODKU
GEOLOGICZNYM c.d.
GEOLOGICZNYM c.d.
Z
X
Y
= 8 0 0 o m m
2
= 1 0 0 o m m
= 1 0 o m m
4
= 3 0 o m m
1
3
BG ( x, y, z )
( x, y, z
)
Budowa geologiczna narzuca przestrzenny rozkład własności fizycznych
W
fiz.
w ośrodku:
Granice geologiczne mogą być równocześnie (choć nie zawsze) granicami
oddzielającymi skały
o różnych własnościach fizycznych.
Ustalając w wyniku pomiarów geofizycznych przestrzenny rozkład własności fizycznych w badanym
ośrodku geologicznym pośrednio można określać (interpretować) jego budowę geologiczną:
W
fiz.
( x, y, z ) BG ( x, y, z )
Zróżnicowanie własności elektrycznych
Zróżnicowanie własności elektrycznych
minerałów
minerałów
Własności elektryczne minerałów, szczególnie oporność zmieniają się w szerokich granicach
Najmniejszymi opornościami charakteryzują się kruszce i rudy, tj. minerały w skład których
wchodzą przewodniki elektronowe, a największe oporności mają minerały, w których brak
jest przewodników jonowych, tj. dielektryki.
Naturalne minerały muszą mieć różną budowę wewnętrzną oraz różne „ zanieczyszczenia”
cząstkami przewodzącymi prąd, skoro własności elektryczne różnych próbek tych samych
minerałów maja tak różne wartości
Temperatura jest następnym po budowie wewnętrznej i obecności postronnych
przewodników, czynnikiem wpływającym na wartość oporności minerałów.
Skała jako zespół minerałów o różnych
Skała jako zespół minerałów o różnych
własnościach elektrycznych
własnościach elektrycznych
Własności elektryczne skał zmieniają się w szerokich granicach
Najmniejszymi opornościami charakteryzują się skały zawierające duże ilości kruszców
( przewodników elektronowych) oraz najwięcej fazy ciekłej tj. zmineralizowanej wody
Szeroki zakres zmian własności elektrycznych tych samych rodzajów skał wynika ze
zróżnicowania skał pod względem :
składu mineralnego, tekstury, porowatości i nasycenia wodą, fizycznych i innych
warunków kształtujących stan badanej próbki
OPORNOŚCI PODSTAWOWYCH MINERAŁÓW SKAŁOTWÓRCZYCH
OPORNOŚCI PODSTAWOWYCH MINERAŁÓW SKAŁOTWÓRCZYCH
MINERAŁ
OPORNOŚĆ [OMM]
Kalcyt
5*10
7
- 5*10
16
Kwarc
10
14
- 10
16
Muskowit
10
14
- 10
16
Anhydryt
10
8
- 10
10
Siarka
10
17
Halit
NaCl
10
12
- 10
15
Sylwin KCl
10
13
- 10
15
Ropa
naftowa
10
9
- 10
14
Oporności / przewodności iłów:
ił
- od 1 - 2 do 20 – 25 omm
ił
- od 40 – 50 do 500 –1000
mS/m
Iły morskie:
od 1 - 2 do 10 - 15 omm
od 66.6 – 100 do 500 –
1000 mS/m
Iły lądowe:
od 5 do 25 omm
od 40 do 200 mS/m
Wody podziemne:
od 0.1 do 100
omm
od 10 do 10000
mS/m
Rudy:
samorodki - 10
-8
omm
siarczki, tlenki od 10
-1
do 10
-6
omm
Co wpływa na wartość
Co wpływa na wartość
oporności/przewodności?
oporności/przewodności?
• Oporność charakteryzuje zdolność skał do stawiania oporu
przepływającemu prądowi elektrycznemu
Na oporność właściwą skał wpływają następujące czynniki:
skład mineralny, cechy strukturalno-teksturalne, porowatość, zwięzłość,
nasycenie wodą, zasolenie, skład chemiczny roztworów wodnych, stężenie tych
roztworów i temperatura
Elektryczny opór właściwy skał – ogólna klasyfikacja:
1. Skały b. wysokooporowe:
gipsy, anhydryty, sole kamienne (10 tys.–1 mln omm)
2. Skały wysokooporowe:
gabra, bazalt, granity (500-10000 omm)
3. Skały średniooporowe:
wapienie, piaski, piaskowce, iły (kilka – kilka tys. omm)
4. Skały niskooporowe:
siarczki, węgle antracytowe, grafit, galenit, magnetyt, piryt,
chalkopiryt, pirotyn (0.1 – 0.00001 omm)
Dla najczęściej spotykanych skał w Polsce (przykład):
Piaski suche 250 – 10 000 omm
Piaski zawodnione 80 – 350 omm
Mułki, gliny 35 – 80 omm
Iły od kilku do kilkudziesięciu omm
Wapienie, piaskowce (suche) powyżej 300 omm
Wapienie, piaskowce (zawodnione) poniżej 300 omm
U ło ż e n ie " s z e ś c ie n n e "
9 0
o
U ło ż e n ie " r o m b o e d r y c z n e "
1 2 0
6 0
o
o
s z k .
w o d y
n = 0 . 2 6
n = 0 . 4 7
dla „mieszanej struktury”
nieuporządkowanego rozmieszczenia
ziarn:
0.26 ≤ n ≤ 0.47
Zależność oporności / przewodności elektrycznej zawodnionych, równoziarnistych, czystych
Zależność oporności / przewodności elektrycznej zawodnionych, równoziarnistych, czystych
piasków kwarcowych od ich porowatości i oporności / przewodności wypełniającej pory wody
piasków kwarcowych od ich porowatości i oporności / przewodności wypełniającej pory wody
przy założeniu, że
szkieletu
>>
wody
(np. piasek kwarcowy – szkielet tworzą
ziarna kwarcu)
r
=
w
(3-n) / 2n ;
r
=
w
2n /(3-n)
r
= 0.119 M * [1 +
t
( t – 10 )] * 2n / (3-n) = W
M
* W
t
*
W
n
gdzie: n – współczynk porowatości
M – mineralizacja ogólna
t
- współczynnik temperaturowy przewodności elektrycznej
roztworów
2
4
6 8
2
4
6 8
2
4
6 8
2
4
6 8
0 . 0
0 . 1
1 . 0
1 0 . 0
1 0 0 . 0
M in e r a liz a c ja o g ó ln a w o d y [g / l]
2
4
6
8
2
4
6
8
2
4
6
8
2
4
6
8
0 . 1
1 . 0
1 0 . 0
1 0 0 . 0
1 0 0 0 . 0
O
po
rn
oś
ć
w
od
y
[o
m
m
]
1
u l tr a s ło d k ie
s ło d k i e
s ło n a w e
s ło n e
s o l a n k i
t = 1 0 C
o
1 4
R y s . 1
w
= 8.4 / M [ 1+
t
(t -
10)]
gdzie:
w
(omm) - oporność wody
M (g/dm
3
)
– mineralizacja
ogólna wody
t
-
współczynnik
temperaturowy
przewodności elektrycznej
roztworów
t
= od 0.025 do 0.026 [1/
o
C]
Oporności wód podziemnych – zależność oporności od mineralizacji i temperatury wody
Oporności wód podziemnych – zależność oporności od mineralizacji i temperatury wody
Rozkład pola elektrycznego źródeł
Rozkład pola elektrycznego źródeł
rozmieszczonych na powierzchni
rozmieszczonych na powierzchni
jednorodnego środowiska geologicznego
jednorodnego środowiska geologicznego
POLE NORMALNE
– pole elektryczne
źródeł punktowych, jednorodnej i
izotropowej półprzestrzeni.
POLE ANOMALNE
–
wywołane przez ciało zaburzające, oporność
różna
od oporności tła
PODSTAWY FIZYCZNE METODY ELEKTROOPOROWEJ
PODSTAWY FIZYCZNE METODY ELEKTROOPOROWEJ
Metoda elektrooporowa bada właściwości pola elektrycznego
wzbudzonego sztucznie w ośrodku skalnym.
Głębokość penetracji jest funkcją rozstawu, im większy rozstaw tym większa
głębokość.Głębokość penetracji wynosi od ok. 20 % do 40 % rozstawu – to zależy od rozkładu
oporności.
Współczynnik geometryczny układu jest współczynnikiem
Współczynnik geometryczny układu jest współczynnikiem
proporcjonalności miedzy opornością właściwą skały a oporem obwodu
proporcjonalności miedzy opornością właściwą skały a oporem obwodu
elektrycznego, do którego włączona jest skała.
elektrycznego, do którego włączona jest skała.
UKŁADY POMIAROWE POLA
UKŁADY POMIAROWE POLA
ELEKTRYCZNEGO
ELEKTRYCZNEGO
Układy pomiarowe - charakterystyka
Układy pomiarowe - charakterystyka
Układ Wennera ma równe odległości miedzy elektrodami. W pomiarach metodą
tomografii elektrooporowej wykorzystuje się go najczęściej. Układ ten wykazuje większą
czułość na zmiany oporności elektrycznej zachodzącej w ośrodku z głębokością, niż w
kierunkach horyzontalnych. Średnia głębokość penetracji wynosi około połowy
odległości pomiędzy kolejnymi elektrodami („a” Wennera). Cechuje się on najlepszym
poziomem mierzonego sygnału, natomiast poziome pokrycie terenu jest słabe.
W przypadku tego samego rozstawu elektrod AB, większym zasięgiem głębokościowym
( o około 10 % ) od układu Wennera, cechuje się układ Schlumbergera. Poziom mierzonego
sygnału jest mniejszy, niż w przypadku układu Wennera, ale większy niż układu dipolowego
osiowego. Pokrycie terenu jest lepsze dla układu Schlumbergera niż dla Wennera.
Układ dipole – dipole ( dipolowy osiowy ) nadaje się do badania struktur o charakterze
pionowym, ze względu na dość dużą czułość układu w kierunku poziomym. Gęstość
pokrycia poziomego terenu jest większa niż dla układu Wennera, ale wielkość
mierzonego sygnału niska ( w szczególności dla dużych odległości pomiędzy dipolami ),
podobnie jak i głębokość śledzenia.
Rozdzielczość pionowa i pozioma układu jest podobna, jak w przypadku układu
Schlumbergera. Podobnie zasięg głębokościowy i gęstość pionowego pokrycia. W
porównaniu z układem dwuelektrodowym układ trójelektrodowy jest mniej wrażliwy na
zakłócenia zewnętrzne. Dla układu pole – dipole ( układ trójelektrodowy ) otrzymuje się
niesymetryczne anomalie dla symetrycznych struktur, z powodu niesymetryczności układu.
Układ pole – pole ( układ dwuelektrodowy ) cechuje się najgorsza rozdzielczością
pionowa i pozioma oraz jest najbardziej wrażliwy na zakłócenia zewnętrzne. Posiada
natomiast najlepsze pokrycie poziome terenu i najlepszy średni zasięg śledzenia. Wadą
tego układu jest trudność realizacji w terenie, gdyż wymaga dwóch „nieskończoności”.
MODELE GEOELEKTRYCZNE
MODELE GEOELEKTRYCZNE
•
Model 1D
Model 1D
Oporność/przewodność zmienia się tylko w jednym kierunku,
najczęściej przyjmuje się zmianę z głębokością Z
•
Model 2D
Model 2D
Zmiany oporności w ośrodku geologicznym zachodzą w dwóch
prostopadłych do siebie kierunkach np. X i Z, os Y pokrywa się z
rozciągłością struktury geologicznej
•
Model 3D
Model 3D
Model budowy geologicznej i narzuconego przez nią rozkładu
oporności ( przewodności) we wszystkich trzech kierunkach X,Y, Z
METODA SONDOWAŃ
METODA SONDOWAŃ
ELEKTROOPOROWYCH
ELEKTROOPOROWYCH
W metodzie tej punkt zapisu O pozostaje
stały, zmienia się natomiast odległość
miedzy elektrodami prądowymi AB (tzw.
rozstaw). Zwiększając rozstaw zwiększamy
równocześnie zasięg penetracji
Krzywe
sondowań
elektrooporowyc
h
Typy teoretycznych kr zywych sondowań
Typy teoretycznych kr zywych sondowań
elektrooporowych dla modelu
elektrooporowych dla modelu
trójwarstwowego
trójwarstwowego
• H
ρ
1
>
ρ
2
<
ρ
3
• K
ρ
1
<
ρ
2
>
ρ
3
• A
ρ
1
<
ρ
2
<
ρ
3
• Q
ρ
1
>
ρ
2
> ρ
3
Błędy (zjawiska) wpływające na
Błędy (zjawiska) wpływające na
końcowe wyniki sondowań
końcowe wyniki sondowań
geoelektrycznych (SGE):
geoelektrycznych (SGE):
Zjawisko równoważności
(ekwiwalentności)
przekrojów geoelektrycznych
(
zjawisko
ekwiwalencji polega na tym że jednej krzywej
sondowania można dopasować wiele modeli
geoelektrycznych)
Zjawisko utajenia warstw
Zjawisko anizotropii
Interpretacja krzywych SGE
Interpretacja krzywych SGE
• Zwykle bezpośrednia, ale polegająca na
wielokrotnym wyznaczaniu zagadnienia prostego
(interpretacja pośrednia). Najpierw jest tworzony
hipotetyczny model ośrodka i liczona krzywa
syntetyczna. Krzywa teoretyczna jest
porównywana do krzywej polowej (obserwowanej)
i liczona jest różnica między nimi (funkcja błędu).
W procesie iteracyjnym obie krzywe są
„uzgadniane” poprzez minimalizację funkcji błędu
i modyfikowane są parametry ośrodka (miąższość
i oporność warstw).
PROGRAMY DO TWORZENIA KRZYWYCH
PROGRAMY DO TWORZENIA KRZYWYCH
SONDOWAN ELEKTROOPOROWYCH
SONDOWAN ELEKTROOPOROWYCH
• Monitor5.exe
• SE.exe
2
4
6
8
2
4
6
8
1
1 0
1 0 0
A B / 2 [ m ]
2
4
6
8
2
4
6
8
1 0
1 0 0
1 0 0 0
O
po
rn
oœ
æ
po
zo
rn
a
[o
m
m
]
5
1 0
3
= 0 ( h = 0 )
2
= 0 . 3
1
2 5
= ( h = 0 )
8
1
0
5
1 0
1 5
H
[m
]
= 2 0 0 o m m
= 6 0 o m m
h
1
h
2
1
2
3
= 1 0 o m m
h + h = 1 0 m
1
2
h / h
2
1
h =
1 0
1 +
1
p ia s k i
i³y
K r z y w e i p r z e k r ó j t y p u Q
Przykład modelowań matematycznych przeprowadzonych w aspekcie oceny możliwości wykrywania
warstwy wodonośnej w założonych warunkach geologiczno – geoelektrycznych przy pomocy
sondowań elektrooporowych
2
3
5
2
3
5
2
3
5
1
1 0
1 0 0
1 0 0 0
A B / 2 [m ]
2
3
5
2
3
5
1 0
1 0 0
1 0 0 0
a
[o m m ]
5 0 0
2 0 0
1 0 0
5 0
[o m m ]
S = 0 . 8 2 o m
- 1
1 ,2
3
2 0 0
o m m
1 0
o m m
v a r ia n s
3
4 m
8 m
5 0 0 0
P r z e k r ó j i k r z y w a ty p u H
1
1 0
1 0 0
G = A B / 2 [m ]
1 0
1 0 0
1 0 0 0
a
[o m m ]
Interpretacja ilościowa sondowań geoelektrycznych w oparciu o model 1D.
( model 1D - horyzontalnie warstwowana półprzestrzeń)
W programach komputerowych na interpretację sondowań w oparciu o model 1D najczęściej
wykorzystywana jest
metoda doboru. Istotą tej metody jest porównywanie teoretycznej krzywej sondowania, obliczanej dla
zadawanego modelu,
z pomierzoną krzywą polową. Do pierwszego porównywania brana jest krzywa teoretyczna obliczona dla tzw.
modelu
startowego. Model ten zadaje interpretator lub jest dobierany automatycznie przez odpowiednią procedurę
zawartą w niektórych
programach. Parametry modelu są „poprawiane” w kolejnych krokach iteracyjnej procedury – przy założonej
ilości warstw N
zmieniane są ich oporności i miąższości (
1
,h
1
,
2
,h
2
,...,
N-1
,h
N-1
,
N
), aż do momentu uzyskania „identyczności”
funkcji:
a
P
(G
i
) ≡
a
T
(
1
, h
1
,
2
, h
2
, …,
N-1
, h
N-1
,
N
, G
i
)
krzywa polowa –
a
P
(G
i
)
krzywa teoretyczna –
a
T
(G
i
)
a
P
(
G
i=3
= 2.15 m
)
a
T
(
G
i=3
= 2.15
m
)
2
P
N
2
1
1
k
1
i
i
a
i
T
a
i
P
a
)
G
(
)
G
,
....,
,
h
,
(
)
G
(
k
1
E
Wskaźnikiem dopasowania krzywej teoretycznej do krzywej polowej,
jest średnia kwadratowa różnica względna E między tymi krzywymi:
gdzie: k - ilość punktów na krzywej sondowania
E - wskaźnik dopasowania podawany jest w
formie
ułamka lub w procentach (np. E = 0.56 lub
5.6%)
Interpretacja 1D slajd 1/4
0
2
4
6
8
1 0
H
[m
]
1
1 0
1 0 0
G = A B / 2 [m ]
1 0
1 0 0
a
[o m m ]
„Poprawianie” modelu można sprowadzić do problemu szukania minimum funkcji
wielu zmiennych:
E = f (
1
, h
1
,
2
, h
2
, …,
N-1
, h
N-1
,
N
) ≈
minimum
W programach komputerowych
„zautomatyzowany” proces dopasowywania krzywej teoretycznej do krzywej polowej
jest przerywany, gdy:
wskaźnik dopasowania E spadnie poniżej wartości zakładanej przez interpretatora E ≤ Err ;
osiągnięte już dopasowanie nie polepsza się przez kolejne n iteracji (procedura zatrzymywana pomimo E > Err ).
Przyjmuje się, że ostatni z użytych modeli odpowiada profilowi geoelektrycznemu w miejscu, gdzie pomierzono
interpretowaną krzywą sondowania. Kolejny etap interpretacji – interpretacja geologiczna, polega na przypisaniu
wyodrębnionym w profilu warstwom geoelektrycznym charakteru litologicznego na podstawie wyinterpretowanych
oporności ( lub przewodności). Efektem końcowym interpretacji pojedynczego sondowania jest zgeneralizowany
profil geologiczny.
krzywa polowa
dopasowana krzywa teoretyczna
100 m
10 m
150 m
1 m
6 m
Wyinterpretowany
profil geoelektryczny
0
2
4
6
8
1 0
H
[m
]
piaski
Iły
wapienie
Interpretacja 1D slajd 2/4
Wyinterpretowany
profil geologiczny
1
1 0
1 0 0
1 0 0 0
A B / 2 [ m ]
1 0
1 0 0
1
1 0
1 0 0
1 0 0 0
A B / 2 [m ]
1 0
1 0 0
O
po
rn
oœ
æ
p
oz
or
na
[
om
m
]
1
1 0
1 0 0
1 0 0 0
A B / 2 [m ]
1 0
1 0 0
1
1 0
1 0 0
1 0 0 0
A B / 2 [m ]
1 0
1 0 0
k r z y w a te o r e ty c z n a p o 1 1 ite r a c ja c h
k r z y w a te o r e ty c z n a d la m o d e lu " s ta r to w e g o "
k r z y w a te o r e ty c z n a p o 5 ite r a c ja c h
k r z y w a te o r e ty c z n a p o 5 0 0 ite r a c ja c h
E = 1 2 1 , 2 %
E = 2 4 , 1 7 %
E = 6 , 2 3 %
E = 1 , 2 4 %
86.6
omm
0
5
1 0
1 5
2 0
2 5
3 0
3 5
4 0
H
[m
]
9.9 omm
23.6 omm
48.7
omm
0.6 m
1.9 m
35.9 m
Etap 1 – interpretacja geofizyczna
Wyinterpretowany, głębokościowy
profil geoelektryczny
Wyinterpretowany, zgeneralizowany
profil geologiczny
Dopasowywanie krzywej teoretycznej
do krzywej polowej S–6.
0
5
1 0
1 5
2 0
2 5
3 0
3 5
4 0
H
[m
]
z ³o ¿ e
Etap 2 – interpretacja geologiczna
piaski
zaglinione
ił
y
iły zapiaszczone
piaski zailone
// piaski pylaste
Interpretacja 1D slajd 4/4
złoże
METODA PROFILOWAŃ
METODA PROFILOWAŃ
ELEKTROOPOROWYCH
ELEKTROOPOROWYCH
Metoda profilowania elektrooporowego polega na pomiarze
oporności ośrodka przy przesuwaniu konkretnego (o ustalonym,
niezmiennym rozstawie) układu pomiarowego wzdłuż
wytyczonego profilu. Punkt pomiarowy przemieszcza się, dzięki
czemu otrzymujemy obraz zmiany oporności w kierunku
horyzontalnym, przy zachowaniu mniej więcej stałego zasięgu
penetracji
KRZYWE PROFILOWAŃ
KRZYWE PROFILOWAŃ
ELEKTROOPOROWYCH
ELEKTROOPOROWYCH
0
5 0
1 0 0
1 5 0
2 0 0
O
po
rn
oœ
æ
po
zo
rn
a
[o
m
m
]
Z £ O ¯ E G I P S Ó W G A C K I - L E S Z C Z E P r o f il n r 2
N E
S W
N 2 0 M 6 0 A '
0
5 0
1 0 0
1 5 0
2 0 0
2 5 0
3 0 0
3 5 0
4 0 0
4 5 0
A 6 0 M 2 0 N 6 0 B
A 6 0 M 2 0 M
G ip s y
w y c h o d n ia
N E - g r a n ic a z ³o ¿ a
m
P M X
P S R
P M I
2 0 0
3 0 0
4 0 0
5 0 0
6 0 0
7 0 0
8 0 0
9 0 0
1 0 0 0
1 1 0 0
1 2 0 0
0
2 0
4 0
6 0
8 0
1 0 0
1 2 0
1 4 0
1 6 0
1 8 0
2 0 0
2 2 0
O
po
rn
oœ
æ
po
zo
rn
a
[o
m
m
]
0
5 0
1 0 0
N 1 5 M 9 0 A '
A 9 0 M 1 5 N
A 9 0 M 1 5 M 9 0 B
m i ¹ ¿ s z o œæ n a d k ³a d u H = 1 5
n a d w y c h o d n i¹
G i p s y
I³y
w y c h o d n ia
k r a w ê d Ÿ z ³o ¿ a
A '
M
N
A
A
M N
U K £ A D Y P O M I A R O W E
k ¹ t u p a d u 7
o
M N
B
METODA ODBIĆ ZWIERCIADLANYCH
METODA ODBIĆ ZWIERCIADLANYCH
TOMOGRAFIA ELEKTROOPOROWA
TOMOGRAFIA ELEKTROOPOROWA
Metoda ładunku elektrycznego
Metoda ładunku elektrycznego
• Metoda polega na wykorzystaniu
zależności rozkładu potencjału
elektrycznego od rozmiarów
położenia i kształtu
naelektryzowanego przewodnika
skalnego ( złoża) występującego w
środowisku geologicznym.