I WŁASNOŚCI FIZYCZNA SKAŁ

1. WŁASNOŚCI FIZYCZNE SKAŁ.

Przebieg zjawisk w górotworze uzależniony jest w dużej mierze od własności fizycznych skał. Przez, które rozumie się: ciężar objętościowy, ciężar właściwy, gęstość. Własności te zaś uzależnione są od pochodzenia skały. Gęstość skały - nazywamy stosunek jego masy do objętości. Ciężar właściwy skały - jest to stosunek ciężaru skały do jej objętości. Ciężar objętościowy - jest to stosunek ciężaru skały do objętości skały bez por w niej zawartych. Różnica ciężaru właściwego i ciężaru objętościowego jest miarą porowatości.

II SEJSMOLOGIA I SEJSMOLOGIA GÓRNICZA

4. TRZĘSIENIE ZIEMI,

przebiegające we wnętrzu Ziemi gwałtowne wyzwolenie dużych ilości energii, częściowo emitowanej w postaci fal sejsmicznych, czemu towarzyszą nieodwracalne deformacje ośrodka skalnego. Mechanizm i charakterystyka. Według przyjętego obecnie modelu (sprężystego odprężenia teoria) proces trzęsień ziemi, wywoływany osiągnięciem krytycznej wartości naprężeń, jest związany ze zniszczeniem materiału i naruszeniem ciągłości ośrodka wzdłuż pewnych powierzchni, które charakteryzuje obniżona wytrzymałość; powierzchnie te są często zlokalizowane w obrębie uskoków. Miejsce (traktowane jako punkt), w którym inicjowane jest trzęsienie ziemi i z którego są najwcześniej emitowane fale sejsmiczne, nosi nazwę ogniska trzęsienia ziemi lub hipocentrum; rzut pionowy hipocentrum na powierzchnię Ziemi jest zw. epicentrum. Cały obszar, w którym występuje zjawisko trzęsienia ziemi, zwany obszarem ogniskowym, może osiągnąć, w przypadku najsilniejszych trzęsień ziemi, rozmiary do tysiąca km w kierunku poziomym. Strefa epicentralna na powierzchni Ziemi, położona nad obszarem ogniskowym, ulega najwcześniejszym i najsilniejszym wstrząsom sejsmicznym. Rejestracja i pomiar. Do rejestracji fal sejsmicznych wywołanych przez trzęsienia ziemi służą sejsmografy i akcelerografy (te ostatnie rejestrują wielkość przyspieszenia cząstek ośrodka) znajdujące się w stacjach sejsmologicznych; analiza zapisów tych przyrządów dostarcza informacji o budowie wnętrza Ziemi (sejsmologia). Lokalizacja. Ogniska trzęsień ziemi występują na różnych głębokościach poniżej powierzchni Ziemi; rozróżnia się trzęsienia ziemi płytkie (ognisko na głębokości do 50 km), pośrednie (ognisko na głębokości 50-300 km) i głębokie (ognisko na głębokości 300-700 km). Ogniska trzęsień ziemi nie są rozłożone równomiernie na całej kuli ziemskiej, istnieją obszary o dużej aktywności sejsmicznej (strefy sejsmiczne) i obszary wolne na ogół od trzęsień ziemi (strefy asejsmiczne); zdecydowana większość trzęsień ziemi należy do grupy trzęsień płytkich, trzęsienia ziemi głębokie występują tylko w nielicznych rejonach (strefa Benioffa). Intensywność i wielkość. Do określenia stopnia intensywności (natężenia) trzęsienia ziemi w określonym miejscu są stosowane skale oparte na ocenie skutków trzęsienia na powierzchni Ziemi (Mercallego-Cancaniego-Sieberga skala). Do oceny wielkości trzęsienia ziemi w ognisku stosuje się skale oparte na instrumentalnych zapisach trzęsień ziemi; do tej grupy należy w szczególności skala magnitud (Richtera skala). Energia najsilniejszych trzęsień ziemi jest przeszło 100 tys. razy większa od energii wybuchu bomby atomowej zrzuconej na Hiroszimę. W wypadku większości płytkich trzęsień ziemi po trzęsieniu głównym występują tzw. wstrząsy następcze, zw. też replikami (ich liczba może dochodzić do wielu tysięcy), których liczba i natężenie maleją w miarę upływu czasu; niekiedy przed trzęsieniem gł. występują słabsze tzw. wstrząsy poprzedzające. Znane są również słabe i liczne trzęsienia ziemi zwane rojowymi, w których trzęsienie gł. nie występuje. Typy: Zdecydowana większość trzęsień ziemi należy do trzęsień tektonicznych i jest wywołana przemieszczaniem się i kolizjami płyt litosfery (tektoniki płyt teoria); znane są również słabe trzęsienia ziemi o lokalnym zasięgu, zw. wulkanicznymi, wywoływane działalnością wulkaniczną. Rozróżnia się ponadto trzęsienia ziemi spowodowane działalnością człowieka; należą do nich głównie trzęsienia wywołane eksploatacją górniczą oraz budową dużych zbiorników wodnych. Skutki: Liczba trzęsień ziemi nawiedzających Ziemię w ciągu roku jest szacowana na miliony, z czego zdecydowana większość to trzęsienia bardzo słabe. Silne trzęsienia ziemi (występujące stosunkowo rzadko) oraz wywołane niekiedy przez nie zjawiska takie jak osuwiska, tsunami, uskoki, szczeliny i in. powodują często olbrzymie zniszczenia i liczne wypadki śmiertelne. Zniszczenia spowodowane przez trzęsienia ziemi zależą w znacznym stopniu od lokalnej budowy geologicznej (konstrukcje zbudowane na utworach luźnych są znacznie silniej wstrząsane i narażone na zniszczenie). Prognozowanie: Podejmowane w ostatnich latach próby przewidywania trzęsień ziemi opierają się przede wszystkim na szczegółowym rozpoznaniu sejsmiczności zagrożonego rejonu (częstość występowania, natężenie i miejsce trzęsień ziemi) i analizie obserwowanych tam deformacji, co umożliwia sformułowanie przybliżonych prognoz długo- i średnioterminowych. Prognozy krótkoterminowe opierają się na badaniach kompleksowych wielu zjawisk; oprócz wyżej wymienionych - także na badaniach zjawisk elektromagnetycznych, hydrologicznych, emisji radonu, właściwości sprężystych ośrodka i innych; wszystkie te zjawiska usiłuje się wyjaśnić w przyjętym obecnie modelu tym, że w obszarze ogniskowym proces zniszczenia materiału jest rozciągnięty w czasie, tzn. że jeszcze przed właściwym trzęsieniem ziemi następują znaczne zmiany w ośrodku.

SEJSMOGRAF, przyrząd do wykrywania i rejestracji drgań gruntu wywołanych wstrząsami naturalnymi (wskutek trzęsień ziemi) lub sztucznymi.

5.Wykorzystanie trzęsienia ziemi: Obserwowanie wstrząsów sejsmicznych pomaga w pogłębianiu wiedzy o budowie wnętrza ziemi i zachodzących w nim procesów. Dziewoński zajmuje się mechanizmem trzęsień ziemi. Zastosował nowe metody badawcze, wprowadzając pojęcie momentu sejsmicznego. Stwierdził że przy niektórych trzęsieniach ziemi występują elementy nie uwzględniane przez dotychczasowe teorie sejsmiczne. Jest pionierem analizy własności fal sejsmicznych. Wykorzystał to do badania wnętrza Ziemi. Dzięki niemu wiemy ,że jądro Ziemi nie jest jednolite, ale składa się ze stałego jądra wewnętrznego, zbudowanego z żelaza i niklu, i otoczonego jądrem półpłynnym.

6.ADAM DZIEWOŃSKI Z KIM KOJARZY SIĘ TO NAZWISKO?: Jest laureatem Nagrody Crafoorda, pierwszego producenta nerek (uzupełnienie listy dziedzin Nagrody Nobla). Jest pionierem analizy własności fal sejsmicznych. Wykorzystał to do badania wnętrza Ziemi. Dzięki niemu wiemy ,że jądro Ziemi nie jest jednolite, ale składa się ze stałego jądra wewnętrznego, zbudowanego z żelaza i niklu, i otoczonego jądrem półpłynnym.

7.MECHANIZM WSTRZĄSU A PROPAGACJA FAL SEJSMICZNYCH.

W otoczeniu wyr. górn. wstrząsy mogą powstawać w różnych sytuacjach górn.:

-wstrząs związany z obrywem skał stropowych lub zawał; ten typ mechanizmu wstrząsu będzie generował mniejszą energię wstrząsu, a jego modelem fizycznym w polu dalekim może być pojedyncza siła,

-pękanie filarów wskutek eksploatacji, wywołane konwergencją stropu i spągu skał; pękanie filaru można modelować za pomocą pionowej pary sił ściskających,

-pękanie tensyjne stropów wskutek ich ugięcia nad wybraną przestrzenią, której fizyczny i uproszczony model może być identyczny z parą sił rozciągających,

-ścinanie na pęknięciach i uskokach normalnych, związane ze strzelaniem i zaciskiem wyrobiska,

-pęknięcia i uskoki odwrócone w spągu i w stropie wyrobiska, mogące powstawać w przypadku max. Naprężeń poziomych,

-połogie, prawie poziome pęknięcia i uskoki odwrócone w stropie wyrobiska, mogące powstawać w górotworze uwarstwionym w rezultacie rozwarstwienia stropu i przemieszczenia się warstw w kierunku wyrobiska.

Propagacja jest to swobodne rozchodzenie się fal.

8. SYMPTOMY W SENSIE GEOFIZYCZNYM ŚWIADCZĄCE O ZBLIŻAJĄCYM SIĘ TRZĘSIENIU: naruszenie równowagi górotworu, a co za tym idzie dynamiczne wyzwolenie akumulowanej energii odkształcenia i powstania wstrząsu, połączonego z nagłym przyrostem deformacji, pęknięcia górotworu

1) odpowiedni rejon górotworu został doprowadzony do stanu równowagi nietrwałej poprzez: powstanie obciążeń powierzchni osłabień (spękania, uskoki, ciosy, dajki, powierzchni uławicenia), zmianę stanu naprężeń

3) ze źródła wstrząsu zostały wyemitowane fale sprężyste

4) ze źródła wyemitowana została odpowiednio duża energia sejsmiczna, w źródle lub w jego otoczeniu została nagromadzona odpowiednia en. sprężysta.

9. METODY LOKALIZACJI OGNISKA WSTRZĄSU: Jednym z podstawowych zadań sejsmologii górniczej jest możliwe dokładne wyznaczenie położenia ogniska (hipocentrum) wstrząsu na podstawie zapisu fal sejsmicznych dochodzących do różnych stanowisk sejsmometrów w sieci sejsmologicznej. Metody lokalizacji ogniska wstrząsu można podzielić na: przybliżoną ocenę położenia źródła, lokalizację ogniska wstrząsu. W przybliżonej ocenie położenia źródła wykorzystywać można metodę intensywności, w której na podstawie ankietyzacji odczucia skutków wstrząsu przez ludność lub ewentualnych zniszczeń, wyznacza się tzw. izosjesty, czyli izolinie jednakowych intensywności wstrząsu. Epicentrum wstrząsu przyjmuje się w środku obszaru objętego izosjestą o najwyższej wartości. Częściej do przybliżonej oceny położenia epicentrum lub ewentualnie hipocentrum wstrząsu stosuje się tzw. metodę azymutalną, wymagającą zakładania w sieci sejsmologicznej pełnych stanowisk trójskładnikowych sejsmometrów. Zakładając w pierwszym przybliżeniu, że promień sejsmiczny jest liniowy (ośrodek izotropowy, jednorodny), z amplitud pierwszego wejścia fali P można oszacować w przybliżeniu kierunek przyjścia fali sejsmicznej, wyznaczony w przestrzeni dwom kątami: azymutem kierunku promienia Φ i kątem wejścia promienia δ.

Φ=arctg(u_EW/u_NS)

δ=arctg(u_Z/(√u²_EW+u²_NS))=arctg(u_ZsinΦ/u_EW)=arctg(u_ZcosΦ/u_NS)

gdzie u_EW, u_NS, u_Z oznaczają składowe amplitudy przemieszczenia, rejestrowane na stanowisku trójskładowym przez sejsmometr z osią max czułości skierowanej w kierunku odpowiednio E-W, N-S oraz Z. Wyznaczając zatem dla co najmniej dwóch stanowisk trójskładowych, można oszacować położenie ogniska wstrząsu. Do metod lokalizacji ogniska wstrząsu zaliczyć można:

a) metodę różnicy czasów wejścia fal poprzecznych i podłużnych (metoda S-P, metoda kul), wykorzystuje się fakt, że fale poprzeczna i podłużna propagują ze źródła fali z różnymi prędkościami v_α i v_β, a ponieważ v_α> v_β, różnica czasu pierwszego wejścia fali S i fali P zwiększa się odpowiednio w miarę oddalania się punktu pomiarowego od źródła fali. W ośrodku jednorodnym i izotropowym różnica czasów t_s wejścia fali S i t_p wejścia fali P będzie wyrażona wzorem

t_s-t_p=(s/v_β)-(s/v_α)=s[(v_α-v_β)/ v_αv_β)

gdzie s oznacza drogę przebytą przez fale ze źródła do stanowiska. Jeśli oznaczy się nieznane współrzędne ogniska wstrząsu jako x₀,y₀,z₀, a znane współrzędne stacji i przez x_i,y_i,z_i, to wzór przyjmie postać:

[(x_i-x₀)²+(y_i-y₀)²+(z_i-z₀)²]^0,5 = (t_si-t_pi)k

gdzie k = v_αv_β/( v_α-v_β), t_pi,t_si - czasy przyjścia fali P i S do i, i = 1,2,...,N.

Metoda ta w sejsmologii ogólnej jest stosowana do wyznaczania położenia epicentrum wstrząsów dalekich, dla których w zapisie wstrząsu występuje wyraźne rozdzielenie fal P i S.

b)metodę czasów wejścia fal podłużnych (metoda P, hiperboloid) Wyznaczając czasy pierwszych wejść fal P z ogniska wstrząsu do kolejnych stanowisk w sieci odpowiednio rozmieszczonych sejsmometrów, uzyskuje się możliwość zlokalizowania ogniska. Jeżeli wejście t_i fali P zarejestrowało N stanowisk (i=1,...,N)rys. to w ośrodku jednorodnym i izotropowym można wtedy ułożyć N równań nieliniowych w postaci

s_i=[(x_i-x₀)²+(y_i-y₀)²+(z_i-z₀)²]^0,5=v_α(t_i-t₀) - równanie hiperboloidy, a pomijając współrzędną z - hiperboli

gdzie i =1,2,...,N, s - droga przebyta przez fale między ogniskiem a stanowiskiem i, x_i,y_i,z_i,t_i - współrzędne i czas przyjścia fali do stacji i, x₀,y₀,z₀,t₀ - współrzędne i czas wstrząsu w ognisku, v_α - prędkość propagacji fali P.

Jeśli prędkość propagacji fali P jest stała i znana, to - aby jednoznacznie określić położenie źródła w przestrzeni trójwymiarowej - należy, na podstawie znanych czasów t_i, wyznaczyć cztery niewiadome: współrzędne ogniska x₀,y₀,z₀ oraz czas wstrząsu w ognisku t₀. W celu tzw. bezpośredniego rozwiązania układu równań (s_i) trzeba znać czasy wejścia fal na co najmniej pięciu stanowiskach (przy właściwej konfiguracji sieci ), gdyż przy czterech stanowiskach rozwiązanie może być niejednoznaczne.

Wszystkie czasy wejścia są obarczone pewnymi nieznanymi błędami pomiarowymi ε_i i należy rozwiązywać następujący układ równań:

v_α(t_i-t₀+ε_i)= [(x_i-x₀)²+(y_i-y₀)²+(z_i-z₀)²]^0,5

Ze względu na nieznane błędy ε_i nie ma możliwości obliczenia rzeczywistych wartości niewiadomych, a jedynie można wyznaczyć estymatory ich wartości, przyjmując określone założenia dotyczące rozkładu dotyczące rozkładu gęstości prawdopodobieństwa ε_i. Układ równań rozwiązuje się przybliżonymi metodami iteracyjnymi, liniowymi lub nieliniowymi. Jeżeli rozkład gęstości prawdopodobieństwa błędów ε_i jest normalny, to rozwiązanie równań otrzymane metodą najmniejszych kwadratów daje położenie ogniska wstrząsu, dla którego suma kwadratów błędów wyznaczenia czasu pierwszego wejścia dla wszystkich stanowisk jest minimalna.

Rozwiązywanie układu nieliniowych równań przeprowadza się najczęściej linearyzując je algebraicznie, tzn. sprowadzając do postaci równań liniowych, które można rozwiązywać w sposób dokładny lub iteracyjny: Ax = b, gdzie: x - wektor niewiadomych parametrów ogniska o wymiarze m, A - macierz współczynników układu liniowego o wymiarze N×m, b - wektor wyrazów wolnych o wymiarze N,N>m.

W przypadku nadmiarowego układu równań można je rozwiązywać konwencjonalnie, np. metodą eliminacji Gausa (tzw. rozwiązanie minimalno-kwadratowe), lub metodami ogólnej inwersji. Rozwiązanie równań można zapisać jako: x=(A^TA)^-1A^Tb, gdzie: A^T - transpozycja macierzy A, (A^-1) - macierz odwrotna,

Metody iteracji nieliniowej są często wykorzystywane do rozwiązywania układu równań lokalizacji, szczególnie wtedy, gdy zawodzi iteracja liniowa, np. przy braku dokładnie znanej prędkości fal. Metody te obejmują bezpośredniego poszukiwania rozwiązania przy wykorzystaniu wyłącznie wartości funkcji celu. W przypadku kryterium minimalnej sumy kwadratów błędów lokalizacji funkcja celu przyjmie postać:

F(x₀,y₀,z₀,t₀)=∑ {t_i - t₀ + ε_i - {[(x_i-x₀)²+(y_i-y₀)²+(z_i-z₀)²]^0,5}/v}²

gdzie N - liczba stanowisk, które zarejestrowały wstrząs, ε_i - błąd pomiaru czasu.

W wyniku rozwiązania tego układu równań wyznacza się współrzędne ognisk wstrząsów x_0i,y_0i,z_0i, czasy w ognisku t_0i oraz prędkość v.

c)metodę lokalizacji wzgl opartą na tzw. kalibracyjnych punktach odniesienia: Metoda lokalizacji względnej pozwala określić współrzędne ogniska wstrząsu nawet dla wstrząsów powstających w ośrodku o złożonej budowie geologicznej. W metodzie tej w badanym obszarze wyznacza się tzw. repery, czyli kalibracyjne punkty odniesienia, w których możliwie dokładnie wyznacza się czasy przejścia fali do kolejnych stanowisk w sieci. Reper może także stanowić wstrząs, zwany bazowym, o znanych współrzędnych ogniska. Następnie, porównując pomierzone czasy przejścia fali z nieznanego ogniska wstrząsu z czasami uzyskanymi w pobliskim punkcie odniesienia (reperze), lokalizuje się ognisko wstrząsu. Algorytm obliczeniowy stosowany w tej metodzie polega na tym, że w kolejnych iteracjach wyznacza się wektor poprawek przemieszczenia przybliżonego ogniska i czasu t₀ względem punktu odniesienia, zbliżając rozwiązanie do optymalnego rozwiązania układu równań, czyli że w każdej iteracji wyznacza się niewiadome jako wektor poprawek δu(δx₀,δy₀,δz₀,δt₀)

x₀=x^*₀+δx₀, y₀=y^*₀+δy₀, z₀=z^*₀+δz₀, t₀=t^*₀+δt₀, czyli u = u^*+δu, gdzie u^*( x^*_0, y^*₀, z^*₀, t^*₀) to pierwsze przybliżenie niewiadomych, np. współrzędne i czas w najbliższym punkcie odniesienia (reperze).

10.ENERGIA I WIELKOŚĆ TRZĘSIENIA ZIEMI.

Ocenę energii wstrząsu można prowadzić albo opierając się na fizycznie zdefiniowanej energii sejsmicznej, albo na empirycznie wyznaczonej magnitudzie wstrząsu. Określenie energii wstrząsu:

σ_r -napr. radialne, τ₁ -czas początkowy, τ₂ -czas końcowy,

r→∞

Energia odkształcenia:

Dla fal objętościowych, emitowanych z ogniska punktowego w jednorodnym i nieograniczonym ośrodku, można stosować wzór:

f -częstotliwość, T -czas trwania, A -amplituda przemieszczenia.

Skalę wielkości wstrząsów określa magnituda wstrząsów.

Δ =100 km

Magnituda jest wyznaczana dla fal objętościowych lub powierzchniowych ze wzoru:

c₁ c₂ -stałe

Δ -odl. epicentralna, Eo =5*1011J→ML=5,2(słabe trzęsienie Ziemi), Eo >1*104J→ML>1(szkody górnicze), Eo >1*107→ML>2,7 (widzialne szkody górnicze)

12.DEFINICJE CIAŁA SPRĘŻYSTEGO, PRAWO HOOKE'A, MODUŁ SPRĘŻYSTOŚCI ICH SENS FIZYCZNY: Prawo Hokee'a - odkształcenie jest wprost proporcjonalne do działającego naprężenia O - A.. Wszystkie ciała stałe można uznać za ciała sprężyste jeżeli naprężenia, (F/S = σ) nie są zbyt duże. F/S = σ - naprężenia normalne Δl/l = ε - odkształcenia liniowe(wydłużenie względne). σ = E⋅ε, E = (F/S)/(Δl/l) - moduł sprężystości liniowej Younga. Współczynnik Poissona (0÷0,5)

14.DRGANIA SPRĘŻYSTE, FALA SPRĘŻYSTA, RODZAJE FAL SPR, CHARAKTERYSTYKA PRĘDKOŚCI: Drgania sprężyste - przemieszczenie cząstek ośrodka sprężystego pod wpływem przyłożonego obciążenia, Fala sprężysta - przemieszczenie się drgań w ośrodku sprężystym, Fala dyfrakcyjna - powstaje wtedy, gdy na drodze fali prostej znajduje się przeszkoda, np. w formie uskoku w obrębie granicy odbijającej, która staje się źródłem nowej fali, Fale akustyczne - powstają w powietrzu na skutek detonacji MW i rozchodzą się bezpośrednio nad pow ziemi. Są to fale podłużne. Fale nieregularne - powstają w wyniku rozpraszania fal innych typów na drobnych niejednorodnościach w warstwach przypowierzchniowych. Nazwa tych pochodzi stąd, że nie znamy dokładnie prawideł rozchodzenia się. Fale mikrosejsmiczne (mikrosejsmy) - nie są związane z wzbudzaniem drgań sprężystych. Są one spowodowane przyczynami atmosferycznymi (deszcz, grad, wiatr) lub innymi przyczynami zewn, Fale poprzeczne - (prosta odbita i refrakcyjna) rozchodzą się w ośrodku sprężystym w analogiczny sposób jak fale podłużne, zawsze z mniejszą prędkością niż tego samego rodz fale podłużne. Fale powierzchniowe - rozchodzą się w ośrodku sprężystym wzdłuż jego powierzchni, ich hodografy są identyczne do hodografów fal prostych obserwowanych wzdłuż tej powierzchni. Fale powierzchniowe mają mniejszą prędkość niż fale proste.

Fale przemienne - powstają na granicy dwóch ośrodków sprężystych. Nazwa ich pochodzi stąd, że padająca na powierzchnię graniczną fale podłużna P powoduje powstanie, oprócz fali odbitej i załamanej tego samego typu PP, także fali poprzecznej odbitej i załamanej.

Charakterystyka prędkości: Badanie sprężystych własności skał sprowadza się najczęściej do badania prędkości rozchodzenia się w skałach fal podłużnych lub poprzecznych. Prędkość rozchodzenia się fal sprężystych w skałach v określa się jako stosunek drogi l przebytej przez f. sprężystą do czasu t w jakim ta droga została przebyta. Prędkość ta dla fal podłużnych v_p i poprzecznych v_s jest związana z modułami sprężystości w następujący sposób: v_p = √[E(1-ν)/(ρ(1+ν)(1-2ν))], v_s = √[E/(2ρ(1+ν))], E - moduł sprężystości podłużnej Younga

ν - moduł skurczenia poprzecznego (stała Poissona)

W granicy dwóch ośrodków charakteryzującymi się różnymi własnościami sprężystymi część energii fali odbija się, a część przechodzi przez tę granicę. Stosunek między omawianymi energiami zależy od akustycznej impedancji właściwej(oporności akustycznej) ośrodka równej iloczynowi gęstości skały przez tę prędkość rozchodzenia się w niej fali sprężystej(Z_s = ρv)

16. METODY SEJSMICZNE: metody refleksyjne (badanie fal odbitych), metody refrakcyjne (fale czołowe). Metody wykorzystujące sztucznie wzbudzane fale sejsmiczne do rozpoznawania budowy geologicznej i własności górotworu w niewielkich odl. od źródła odbiornika oraz w bardzo dużych odl.- uzyskując informacje o własnościach górotworu.

23.INTERPRETACJA BADAŃ SEJSMICZNYCH: Podstawowym warunkiem wykonania interpretacji (tzn. określenia prędkości przebiegu fali i lokalizacji położenia granicy załamującej) jest zarejestrowanie przebiegu fali w obu kierunkach wzdłuż profilu. Technikę obliczania prędkości przebiegu fali sejsmicznej i wyznaczenie położenia granicy załamującej opisano na przykładzie interpretacji hodografu fali refrakcyjnej zarejestrowanej od granicy płaskiej , nachylonej pod pewnym kątem α do powierzchni terenu. Hodograf fali bezpośredniej jest linią prostą rozpoczynającą się w punkcie wzbudzenia fali. Hodograf fali refleksyjnej jest hiperbolą , a hodograf fali refrakcyjnej , gdy granica załamująca jest płaska jest linią prostą nachyloną pod kątem zależnym od prędkości rozchodzenia się fali w środowisku. Istotną cechą wykresu na Rys1 jest równość t_AB=t_BA gdzie t_AB oznacza czas przejścia fali refrakcyjnej od punktu A do B. Wzór na prędkość fali bezpośredniej około

Punktu A , B
,Prędkość fali w warstwie załamującej - prędkość graniczną oblicza się ze wzoru:

W przypadku gdy hodograf fali refrakcyjnej jest krzywoliniowy wyznaczenie prędkości granicznej wykonuje się metodą hodografu różnicowego. Mając wyznaczone prędkości przebiegu fali refrakcyjnej można wyznaczyć położenie granicy załamującej na odcinku między punktami A i B.

24.WYKORZYSTANIE METOD SEJSMICZNYCH W GÓRNICTWIE:

Istnieją dwa sposoby zastosowania sejsmiki do zagadnień górniczych. Pierwszy sposób polega na takim dostosowaniu istniejących metod sejsmicznych, aby służyły rozpoznaniu pokładów węgla i innych kopalin użytecznych z powierzchni w sposób ułatwiający ich eksploatację. Drugi sposób na takim wykorzystaniu propagacji fal sprężystych w górotworze, aby na tej podstawie można było sądzić o jego budowie i wykorzystać do rozwiązania zadań istotnych dla górnictwa. W tym przypadku pomiary prowadzi się bezpośrednio w wyrobisku i trzeba znać pole falowe, które powstaje w określonej sytuacji geologiczno- górniczej, aby można było wydzielić sejsmiczne informacje użyteczne. W badaniach sejsmicznych prowadzonych w kopalniach wykorzystuje się różne fale sejsmiczne. Mamy fale podłużne i poprzeczne, które rozchodzą się zgodnie z prawami optyki geometrycznej. Węgiel kamienny ma szczególne własności fizyczne :prędkość rozchodzenia się fal sprężystych w węglu oraz jego gęstość jest mała w porównaniu ze skałami otaczającymi. Z tego powodu węgiel stanowi niskoprędkościowy kanał, w którym mogą powstać fale interferencyjne(Love'a i Rayleigha), zwane falami pokładowymi. Fale pokładowe, napotykając na jednorodność w budowie geologicznej ośrodka zmieniają swoje cechy charakterystyczne. Najczęściej spotykanymi zaburzeniami górotworu są uskoki, niezgodne zaleganie warstw, wyklinowania itp. Istnieją dwa sposoby rejestrowania zmian zachodzących w falach pokładowych pod wpływem niejednorodności; można rejestrować falę przechodzącą lub falę odbitą. Pomiary sejsmiczne z zastosowaniem fal pokładowych prowadzi się w wersji prześwietleń i wersji refleksyjnej. Odbiornikami drgań są geofony wysokoczęstotliwościowe, a rejestratorem może być aparatura sejsmiczna. Niekiedy pomiary sejsmiczne prowadzi się w chodniku umieszczając żródło fal i odbiorniki wzdłuż profilu poprowadzonego po ociosie. Dla takiego układu pomiarowego trzeba rozpoznać pole falowe w cylindrycznym układzie współrzędnych. Do badania nieciągłości warstw węgla stosuje się fale pokładowe w dwóch wariantach metodycznych: metodę fal przechodzących i metodę fal odbitych. Z charakteru zapisu na sejsmografie można wyciągnąć wnioski odnośnie do lokalizacji nieciągłości. Im większa jest różnica twardości akustycznej po obu stronach granicy, lepsze są warunki do przeprowadzenia pomiarów refleksyjnych. Badania sejsmiczne z wykorzystaniem fal chodnikowych stosowane są do oceny jakości i miąższości strefy spękanej wokół wyrobisk korytarzowych.

25.TOMOGRAFIA SEJSMICZNA:

Jednym z najważniejszych problemów sejsmiki górniczej jest odtworzenie rozkładu parametrów fizycznych w badanym górotworze. Odtworzenie to może być wykorzystane do określania budowy geologicznej ośrodka lub do badania zmian w strukturze górotworu w czasie. W szczególności metodę tę stosuje się przy opracowaniu wyników prześwietlań sejsmicznych dla określenia stref zagrożonych tąpaniami. Zagrożenie to jest związane z powstaniem lub zaciskaniem szczelin i pęknięć w górotworze, a w konsekwencji również ze zmianą prędkości fali podłużnej i poprzecznej. Wyniki badań empirycznych wskazują na korelację pomiędzy strefami zwiększonych prędkości fal sprężystych i strefami wzmożonej aktywności sejsmicznej.

26.FALE POKŁADOWE , GENEZA ,WŁASNOŚCI ,ZASTOSOWANIE:

Węgiel kamienny ma szczególne własności fizyczne :prędkość rozchodzenia się fal sprężystych w węglu oraz jego gęstość jest mała w porównaniu ze skałami otaczającymi .Z tego powodu węgiel stanowi niskopredkościowy kanał , w którym mogą powstać fale interferencyjne typu zdefiniowanych poprzednio fal love'ai Rayleigha , zwane falami pokładowymi. Szczególna użyteczność fal pokładowych obu typów polega na dużym zasięgu penetracji oraz na fakcie ,że mogą wykrywać uskoki i nieciągłości bardziej efektywnie niż fale objętościowe. Część energii pozostającej w pokładzie jest bowiem dla nich o wiele większa niż dla fal objętościowych. Fala pokładowa typu love'a, jest szczególnie użyteczna w badaniu mikrotektoniki pokładów węgla. Fala pokładowa rozchodzi się jedynie w węglu. Dla fali pokładowej istnieje zależność pomiędzy częstotliwością fali a grubością pokładu, w którym ta fala się rozchodzi. Istnieje dwa możliwe sposoby rejestrowania zmian zachodzących w falach pokładowych pod wpływem niejednorodności ; można rejestrować falę przechodzącą lub falę odbitą. Z własności fizycznych fal pokładowych wynika że zmiana rozmiarów falowodu , jaki stanowi pokład węgla, zachodząca w większości przypadków w wyniku istnienia nieciągłości , powoduje zmianę częstotliwości fali przechodzącej. A zatem kinetyczne i częstotliwościowe charakterystyki rejestrowanych fal pokładowych mogą być interpretowane w celu określenia geologicznej budowy górotworu. Krzywe dyspersji dają informację o podstawowych parametrach fali pokładowej , które są ściśle powiązane z warunkami , w jakich powstaje i rozchodzi się ta fala. Na granicy dwóch ośrodków o odmiennych parametrach sprężystych fala pokładowa ulega odbiciu. Jej prędkość i częstotliwość w fazie Airy'ego odpowiada prędkości i częstotliwości fali przechodzącej. W przypadku zmiany grubości pokładu powstają fale pokład. O cechach związanych z aktualnymi parametrami falowodu natomiast obecność skały płonnej powoduje prawie całkowity zanik sygnału związanego z falą pokład. Fale te w pokładach węgla zostały praktycznie wykorzystywane do badania mikrotektoniki pokładów węglowych. Do badania nieciągłości warstw węgla stosuje się fale pokład w dwóch wariantach metodycznych: metodę fal przechodzących (tzw prześwietlania) oraz metodę fal odbitych(refleksyjną) Korzystne jest stosowanie obu metod równocześnie.

27.DYSPERSJA: Z dyspersją wiążą się dwie prędkości: prędkość fazowa v czyli prędkość rozchodzenia się składników fali o określonej częstotliwości oraz prędkość grupowa U, która jest prędkością z jaką się rozchodzi maksymalna energia impulsu interferencyjnego. W celu obliczenia obu prędkości konieczne jest uzyskanie matematycznych związków zwanych Równaniami dyspersji dla każdego wybranego modelu ośrodka geologicznego. W wyniku rozwiązania równania dyspersji uzyskuje się krzywe prędkości fazowej i grupowej. Jeżeli w jakimś ośrodku częstość fal monochromatycznych nie zależy od wektora falowego, to ośrodek nie jest dyspersyjny. Jeżeli natomiast ω=ω(k), czyli prędkość fazowa fali zależy od jej długości, to
(λ) i ośrodek nazywa się dyspersyjnym. Jeżeli przy tym
to ośrodek charakteryzuje się dyspersją normalną, a jeśli
to ośrodek wykazuje dyspersję anomalną . krzywe dyspersji dają informację o podstawowych parametrach fali pokładowej, które są ściśle związane z warunkami, w jakich powstaje i rozchodzi się ta fala.

28.PRĘDKOŚĆ FAZOWA, GRUPOWA: Jeżeli zaistnieje warunek ω=ω(k)

To prędkość fazowa fali zależy od jej długości, ω-częstość, k - długość wektora. Prędkość sygnału sejsmicznego przyjmuje wartość u=dω/dk i nazywa się ją prędkością grupową. Jest to prędkość z przesuwa się maksymalna amplituda fali interferencyjnej, powstałej z nałożenia dyspersyjnych składowych monochromatycznych, poruszających się z prędkością v_α(λ).

Krzywe dyspersji prędkości fazowej i grupowej typu love'a dla mody n= 1,2,3,4.

Krzywe dyspersyjne dla fal cylindrycznych przy różnych wartościach wsp. Poissona: prędkości fazowe (a) i prędkości grupowe (b).

29.FAZA AIRY'EGO: Prędkość grupowa ma charakterystyczne minimum, zwane fazą Airy'ego. Fala w tej fazie ma długość λ₀ i największą amplitudę , niesie więc maksymalną energię. Amplituda fali w fazie Airy'ego maleje z odległością jak x ^{-1/ 3}, podczas gdy dla innych części krzywej dyspersji zmienia się jak x ^{-1/ 2} ,czyli amplituda fali w fazie Airy'ego maleje z odległością wolniej niż dla innych częstotliwości. Ta amplituda jest dominująca na sejsmogramie z zapisem fal interferencyjnych (jeśli pominąć tłumienie).

30.INTERPRETACJA FAZY AIRY'EGO: Z własnościami fal pokładowych wiąże się faza Airego. Fale pokładowe charakteryzują się dyspersja. Z dyspersją wiążą się dwie prędkości: prędkość fazowa v oraz prędkość grupowa u. W wyniku rozwiązania równania dyspersji uzyskuje się krzywe prędkości fazowej i grupowej. Prędkość fazowa rośnie ze wzrostem długości fali zbliżając się asymptotycznie do wartości prędkości fali w otoczeniu , prędkość grupowa maleje ze wzrostem długości fali by osiągnąć minimum zwane fazą Airego , a następnie rośnie zbliżając się asymptotycznie do wartości prędkości fazowej. Najistotniejszym punktem krzywej dyspersji prędkości grupowej jest faza Airego. Znajomość parametrów fali interferencyjnej w fazie Airego którymi są prędkość grupowa U_o i częstotliwość f_o jest podstawą identyfikacji fal interferencyjnych oraz podstawą interpretacji danych uzyskanych metodą interferencyjnych fal sejsmicznych. Szczególnie ważne z punktu widzenia górniczego i inżynierskiego jest stwierdzenie , że częstotliwość w fazie Airego zależy od miąższości warstw w której fala powstała. Ta zależność jest wykorzystywana przy określaniu zmian miąższości falowodu , a wiec w warunkach górniczych miąższości pokładu węgla lub strefy spękanej w wyrobisku korytarzowym.

IV. METODY GEOELEKTRYCZNE

31, 32 OPIS POLA ELEKTRYCZNEGO I ELEKTROMAGNETYCZNEGO

Polem elektr. lub elektromagnetyczn. nazywamy obszar działania sił elektrycznych lub sił elektromagnetycznych. Podstawowym obszarem tego działania może być: środowisko geologiczne, obszar górniczy,

Prawa przepływu prądu elektrycznego: I. Dla dowolnego wycinka obj. środ. skalnego ilość prądu wpływającego równa jest ilości prądu wypływającego.

PRAWO KIRCHOFFA: divJ = 0, J = gęstość prądu elektrycznego, II. Rózniczkowe prawo Ohma:J=E/ρ, E- natężenie pola elektr., ρ- opór właściwy ośrodka.

Związek natężenia pola elektrycznego E z jego potencjałem E= - grad V

Podstawowe wyrażenie analityczne rozkładu stałego pola elektrycznego

( równ. Laplace'a) ∇ ² =0 .Dla źródła punktowego na pow. ziemi: V_M.=Iρ/2πr

Dla źródła dwubiegunowego zgodnie z zasadą superpozycji: V_m.= V_AM + V_BM

V_m.- potencjał p.elektryczn.

I- natężenie pr. elektr. wypływając. z punktu źródłowego

ρ-opór właściwy skały

r-odl. źródło- pł. obserwacji

33.PODSTAWY FIZYCZNE BADAŃ: prądem stałym w otworach wiertniczych i złożowych wykonuje się karotaż. Istotną sprawą jest uzyskanie właściwego kontaktu pomiędzy górotworem i elektrodą przewodzącą. Dlatego też wprowadza się roztwór solny do otworu i zapewniając odpowiedni kontakt między skałą i elektrodą miedzianą. Na podstawie badań laboratoryjnych stwierdzono, że istnieje zależność między wielkością naprężeń a wielkością odkształceń. Kształt zależności odkształcenie - naprężenie zależy od naprężeń radialnych i bocznych i to w sposób bardzo gwałtowny. Nie da się tu wydzielić etapów od pękania kruchego do odkształcenia podatnego.

prądem zmiennym: metody zmiennoprądowe wykorzystują (EM) fale elektromagnetyczne i zależności między rozchodzeniem się tych w ośrodku a jego własnościami elektrycznymi i magnetycznymi.

Metoda radiofalowa - porównuje się wartości natężenia pola zmierzonego z polem teoretycznym.

el. Innych: przewodność elektryczna masywu jest wskaźnikiem także procesów dynamicznych.

Z własności elektrycznych głównie opór elektryczny masywu jest parametrem ,który może być wykorzystywany w charakterze prekursora tych procesów.

możliwe metody postępowania:

- ciągłe pomiary oporności na wielu stanowiskach (aparatura stacjonarna)

- okresowe pomiary oporności na wielu stanowiskach (aparatura przenośna)

- okresowe lub ciągłe pomiary na stanowiskach zabudowanych w otworach wiertniczych

34.PODZIAŁ METOD GEOELEKTRYCZNYCH:

Kryterium oparte na fizycznej charakterystyce pól elektrycznych i elektromagnetycznych:1)m. prądu stałego, 2)m. prądów periodycznie zmiennych (nisko, średnio, wysoko częstotliwośc.), 3)m. prądów impulsowych

Kryterium oparte na własnościach fizycznych skał decydujących o powstaniu i rozkładzie: a) naturalnego pola elektrycznego, b) sztucznych pól elektrycznych i elektromagnetycznych

1)M. wykorzystujące zdolność skał do tworzenia własnych źródeł p. elektr.

a)m. nat. pól elektr. PS, b)m. polaryzacji wzbudzonej PW

2.M.wykorzystujące zróżnicowanie oporowe skał w polu prądu stałego

a)m. sond elektr. SE / SGE, b)m. profilowań elektr. PE, c)m.ładunku elektr. ŁE

3. M. wykorzystujące zróżnicowanie parametrów elektrycznych w zmiennym polu elektromagnetycznym: a)m. magnetotelluryczne MT, b)m.dipolowych sond elektromagnetycznych SEM, c)m. stabilizacji pola STP, d)m. profilowania indukcyjnego PI, e)m. radiofalowe RF,

Inne kryteria dotyczą przeznaczenia obiektu badań, skali i sposobu, miejsca i sposobu itd.

35 i 36 . OPIS POSZCZEGÓLNYCH METOD GEOELEKTRYCZNYCH:

Własności elektryczne górotworu mogą być wykorzystywane do rozpoznawania jego budowy geologicznej I górniczej. Zróżnicowanie przewodności może być związane z własnościami litologicznymi lub fizycznymi różnych części górotworu. Rozpoznawanie geologiczne zmiennych własności litologicznych, tektoniki jest takie jak w metodach powierzchniowych: SGE, PE, PS, MR, Rad itp., metody głównie prądem stałym I F. EM. W otworach wiertniczych I złożowych wykonuje się karotaż.

Kryterium oparte na fizycznej charakterystyce pól elektrycznych I elektromagnetycznych: 1) metoda prądu stałego, 2) metoda prądów periodycznie zmiennych - nisko-, średnio-, wysokoczęstotliwościowych, 3) metoda prądów impulsowych

Kryterium oparte na własnościach fizycznych skał decydujących o powstaniu i rozkładzie: 1)naturalnego pola elektrycznego, 2) sztucznych pól elektrycznych I elektromagnetycznych

1) metody wykorzystujące zdolność skał do tworzenia własnych źródeł pól elektrycznych

2) metody wykorzystujące zróżnicowanie oporowe skał w polu prądu stałego

3) metody wykorzystujące zróżnicowanie parametrów elektrycznych w zmiennym polu elektrycznym

Ad.1) a) Metoda naturalnego potencjału elektrycznego PS - polega na wykorzystaniu naturalnej zdolności niektórych skał lub procesów geologicznych do tworzenia źródeł pola elektrycznego w środowisku geologicznym (spolaryzowanych obiektów geologicznych), miejsce badań: ląd, otwory wiertnicze, wyrobiska górnicze, zbiorniki wodne, zasięg głębokościowy: do 100, warunkują go: rozmiary spolaryzowanych obiektów, wielkość

b) Metoda polaryzacji wzbudzonej PW - przedmiotem badań są wtórne nie uwzględnione przy wykonywaniu SE I PE pola elektryczne powstające w podłożu w następstwie przepływu przez nie prądu elektrycznego. Przyczyną powstania tych pól jest zjawisko polaryzacji elektrycznej skał wyrażające się nie równomiernym przemieszczeniem się w ośrodku przewodzącym nośników prądu elektrycznego (jonów I elektronów ) pod wpływem przyłożonej różnicy potencjałów. To nie równomierne przemieszczenie jonów powoduje utratę przez ośrodek przewodzący charakteru ośrodka elektrycznie obojętnego I powstanie w nim dodatkowych potencjałów elektrycznych nazywanych potencjałami polaryzacji wzbudzonej. Pole polaryzacji wzbudzonej ma na początku kierunek przeciwny niż kierunek wywołującego je pola elektrycznego, po jego zaś zaniku utrzymuje się w ośrodku aż do momentu, gdy ośrodek przewodzący ponownie nabierze charakteru ośrodka elektrycznie obojętnego. Pomiary polaryzacji wzbudzonej wykonuje się metodą sondowań lub profilowania. Wynikiem pomiarów jest krzywa zmian pozornej polaryzacji w zależności od połowy odległości miedzy elektrodami zasilającymi. PW określana jest współczynnikiem polaryzacji wzbudzonej, to jest stosunkiem wartości różnicy potencjału Ut mierzonej w czasie t do różnicy potencjałów Uo występującej w czasie przepływu prądu, wyrażamy w %:

ηt =( Ut / Uo)*100%

Przedmiotem badań metody PW jest pole elektryczne powstające po wyłączeniu prądu przepływającego przez skały I grunty. Powstaje ono w wyniku polaryzacji elektrycznej ośrodka pod wpływem przyłożonej różnicy potencjałów I wygasa stopniowo, w miarę jak ośrodek powraca do stanu obojętności elektrycznej po odjęciu przyłożonego napięcia.

Ad.2) a) Metoda sondowań elektrooporowych SGE- polega na wykonaniu pomiarów oporu pozornego przy wzrastającej symetrycznie względem środka układu pomiarowego odległości miedzy elektrodami zasilającymi. Zwiększenie się tych odległości jest równoznaczne ze zwiększaniem się głębokości wnikania w podłoże linii prądowych pola elektrycznego, czego efektem jest sondaż głębokościowych. b) Metoda profilowania elektrooporowego PE- polega na wykonaniu w różnych punktach lezących wzdłuż linii profilu pomiarów oporu pozornego mierzonego przy jednakowej głębokości wnikania linii prądowych pola elektrycznego wzdłuż linii profilu.

Zmierzone w czasie sondowania I profilowania wartości oporu pozornego poddawane są interpretacji geofizycznej, ostatecznym celem jest określenie rzeczywistego oporu właściwego skał budujących podłoże I jego zmienności

c) Metoda ładunku elektrycznego ŁE - metoda polega na wykorzystaniu zależności kształtu izopowierzchni potencjału elektrycznego od kształtu naelektryzowanego przewodnika skalnego występującego wśród skał o dużym oporze właściwym.

Ad.3) a) Metoda magnetotellurycznega MT - metoda polega na wykorzystaniu różnicy oporu właściwego skał w których rozprzestrzenia się fala magnetotelluryczna. Falą ta nazywa się prawie płaską falę elektromagnetyczną, której podstawowym źródłem jest działalność elektromagnetyczna słońca I jonosfery, dzięki której w kierunku ziemi wypromieniowania jest fala elektromagnetyczna o dużym natężeniu I szerokim paśmie drgań. Fala ta przenika w głąb skorupy ziemskiej. Metodyka wykonywania sondowań polega na tym ze wzdłuż wybranych dwu prostopadłych kierunków dokonuje się wielogodzinnych rejestracji wariacji składowych pola megnetotellurycznego. Długość czasu rejestracji określa konieczność zebrania takiej ilości różno okresowych drgań pola aby można było obliczyć bezpośrednio lub stosując analizę harmoniczną całą krzywą sondowania z dostateczną liczbą punktów pomiarowych. Z zapisów wariacji w każdym punkcie pomiarowym sporządza się w skali bilogarytmicznej krzywe sondowań magnetotelluryczne. Zasięg 100-150 km. Cel: zadania geologii strukturalnej, określenie głębokości podłoża, poszukiwanie bituminów i złóż rud.

b) Metoda dipolowych sond elektromagnetycznych SEM - proces randowania polega na zmianie częstotliwości prądu w dipolu zasilającym I synchronizacji rejestracji natężenia prądów w dipolu zasilającym I spadku napięcia w dipolu odbiorczym. Zakres częstotliwości 0,05-1000 Hz. Podstawowy materiał polowy stanowią oscylograficzne lub cyfrowe rejestracje natężenia prądu w dipolu zasilającym I spadków napięć w dipolach odbiorczych. Metoda profilowania indukcyjnego PI - istota metody polega na tym że jeśli nadajnik na przykład nie uziemioną pętle w której płynie prąd umieścić nad jednorodnym przewodzącym ośrodkiem to obserwowane pole elektromagnetyczne składać się będzie z pola pierwotnego powstającego w konturze pętli w którym płynie prąd I pola wtórnego wywołanego przez prądy wirowe indukowane w podłożu. Pola te składają się na pole normalne. Pole to można obliczyć znając kształt pętli, natężenie I częstotliwość płynącego w niej prądu oraz opór ośrodka . Obecność w nim ciał o wysokim przewodnictwie na przykład żył rudnych, czy spękanych stref zawodnionych będzie wywoływać w obrębie pola normalnego anomalii.

c) Metoda radiofalowa RF - polega na wykorzystaniu zjawiska indukcji, pochłaniania lub odbicia fal radiowych ( wysokoczęstotliwościowe pole elektromagnetyczne). Głębokość penetracji 30 do 100 m. metoda ta wykorzystująca dla celów badawczych fale radiostacji pracujących w paśmie niskich częstotliwości: od 15 do 45 kHz. Znana jest w literaturze jako metoda radiokip lub VLF. Porównuje się wartości: natężenia pola zmierzonego ( różne α ) z polem teoretycznym ( stałe α ) . Cel: poszukiwanie złóż metalicznych I określenie stopnia zawodnienia.

d) Metoda radarowa. Podstawy fizyczne metody: fala elektromagnetyczna ( EM ) wysyłana w trakcie pomiarów w głąb ośrodka skalnego ulega odbiciu, załamaniu I tłumieniu. Fala (EM) jest falą płaską która pada prostopadle na płaszczyznę rozgraniczającą dwa ośrodki. Zmiany stałej dielektrycznej ε są przyczyną powstawania odbić fal EM. Siła odbitego sygnału jest proporcjonalna do różnicy stałych dielektrycznych w obu ośrodkach. Dla skał ε zmienia się od 5 do 60 I zależy od ich gęstości I wilgotności. Prędkości fali EM mieszczą się w granicach od 3,3 cm/ns dla wody do 30 cm/ns dla powietrza. Wartość ε zależy od częstotliwości fali.

Zastosowanie: płytkie badania geologiczne, lokalizacja pustek I kominów krasowych, penetracja pokrywy lodowej, budowa wewnętrzne gruntów I skał, torfowiska, archeologia, dno zbiornika, miąższość złoża (soli), miąższość piasków pustynnych, badanie starorzeczy, badanie zapór ziemnych, nasypów, dróg, tuneli, badanie szybów

37. WYKORZYSTANIE METOD GEOELEKTRYCZNYCH W GÓRNICTWIE:

Metody geoelektryczne - metody geofizyki stosowanej, zajmujące się pomiarami i wykorzystaniem naturalnych oraz sztucznych pól elektrycznych i pól elektromagnetycz., powstających lub rozchodzących się w górotworze, do celów poszukiwań geologicznych, badań geotechnicznych oraz w hydrogeologii i inżynierii środowiska. W skład metod geoelektrycznych wchodzą:

metody elektromagnetyczne - metody poszukiwawcze, wykorzystujące rozchodzenie się w skałach sztucznie wzbudzanych pól elektromagnetycz. i związków pomiędzy rozkładem tych pól a rozkładem własności elektrycznych i magnetycznych skał)

elektrooporowe - metody rozpoznania wgłębnego górotworu, wykorzystujące rozkład w skałach sztucznie wzbudzanych pól elektrycznych wywołanych przepływem prądu stałego lub prądów bardzo wolno zmiennych w celu wyznaczenia oporu właściwego skał. Zalicza się do nich profilowanie oporu i sondowanie oporu.

Pomiary geoelektryczne w warunkach kopalnianych są skomplikowane, dlatego prace są poprzedzane badaniami testowymi, które decydują o ich istotności i związku uzyskanych rezultatów z właściwościami fizycznymi górotworu. Do wykonywania badań używa się czterech elektrod, rozmieszczonych na profilu pomiarowym: dwóch elektrod prądowych A i B oraz dwóch pomiarowych M i N, w wariancie profilowań zachowuje się stałe odległości pomiędzy elektrodami. Po dokonaniu pomiarów prądu i napięcia oblicza się opór pozorny:

U_MN-pomierzony spadek napięcia, I_AB-natężenie prądu zasilającego elektrody, k-współczynnik zależny od geometrii układu pomiarowego

Wartość oporu pozornego zależą od funkcji położenia ośrodka układu pomiarowego zależą od rozkładu oporu w ośrodku geologicznym i można je modelować rozwiązując odpowiednie równania.

38. METODA GEORADAROWA - TECHNIKA POMIARÓW, ZASIĘG, ZASADY INTERPRETACJI.

Fala elektromagnetyczna (EM) wysłana w trakcie pomiarów wgłęb ośrodka skalnego ulega odbiciu, załamaniu i tłumieniu. Fala EM jest falą płaską, która pada prostopadle na płaszczyznę rozgraniczającą dwa ośrodki. Zmiany stałej dielektrycznej ε są przyczyną powstawania fal EM. Współczynnik odbicia ρ_(k) :

Siła odbitego sygnału jest proporcjonalna do różnicy stałych dielektrycznych w obu ośrodkach. Dla skał ε zmienia się od 5 do 60 i zależy od ich gęstości i wilgotności. Prędkości fali EM mieszczą się w granicach od 3,3 cm/ns dla wody do 30 cm/ns dla powietrza. Wartość ε zależy od częstotliwości fali EM. Znajomość prędkości fali EM jest niezbędna do obliczenia głębokości powierzchni refleksyjnej. Radar emituje fale EM. Antena nadawcza (AN) - nadajnik o dużej częstotliwości (80-1000 MHz) emituje pionowo w dół impulsy, które po natrafieniu na przeszkodę odbijają się od niej i wracają do anteny odbiorczej (AO). Rejestruje się czas jaki upłynął od wysłania sygnału do powrotu echa. Zmiany tego czasu są w sposób ciągły, Do AO powracają tylko fale których kąt padania promienia na granicę odbijającą jest równy 90⁰. Wydruk badania radarowego jest podobny do zapisu w badaniach sejsmicznych. Otrzymany wynik jest przekrojem czasowym z osią rzędnych w nanosekundach. Warianty pomiarów radarowych:

1.z nachylenia prostych - można obliczyć prędkość propagacji fali. AN jest nieruchoma, AO jest odsuwana ze stałą prędkością.

2.prześwietlanie - AN i AO po przeciwnych stronach obiektu geologicznego lub górniczego (filary oporowe). AN nieruchoma, AO przesuwana. Ograniczeniami tej metody są: rozmiary i długość kabla.

3.AN i AO przesuwane jednocześnie wzdłuż profilu (powierzchnia, wyrobisko górnicze).

Do interpretacji ilościowej danych radarowych można wykorzystywać następujące związki fizyczne, określające prędkość propagacji fal V, głębokość zalegania granicy D, współczynnik odbicia K, współczynnik penetracji R, współczynnik tłumienia A i długość fali L.

; D=(V*t)/2

R=1-K ;

L=

c-prędkość fal EM w próżni (0,3 m/ns), ε- stała dielektryczna, t - czas propagacji w ośrodku materialnym, A-tłumienie w ośrodku materialnym, σ-względna przewodność ośrodka, f- częstotliwość

Zastosowanie: płytkie badania geomorfologiczne i geologiczne, lokalizacja pustek i kominów krasowych, penetracja pokrywy lodowej, budowa wewnętrzna gruntów i skał (warstwowanie, uskoki), granice zmian wilgotności w gruncie (górotworze), torfowiska, archeologia, dno zbiornika, miąższość złóż (soli, piasków pustynnych), badania starorzeczy, badania ekologiczne, badania zapór ziemnych, nasypów, dróg, tuneli, prace inżynierskie, badanie szybów

V. SEJSMOAKUSTYKA

39. SYGNAŁ SEJSMOAKUSTYCZNY I WIELKOŚCI GO OPISUJĄCE

Sygnał sejsmoakustyczny- mechanicznie wywołane deformacje , pęknięcia wraz z przemianami fazowymi i poślizgiem z tarciem itp.

Wielkości opisujące sygnały sejsmoakustyczne:

-aktywność sejsmoakustyczna - n- liczba sygnałów w jednostce czasu

-skumulowana liczba impulsów; N- całkowita ilość w czasie (t = 0 do t=t)

N=Σn_i n= ΔN/Δt

-intensywność (natężenie)wyzwalanej energii ε_n (ilość energii sejsmoakustycznej emitowanej z danej skały w jednostce czasu )

-skumulowana energia E_n=Σε_ni ε_n=ΔEn/Δt

-średnia energia sygnału ε = En/N

40. OD CZEGO ZALEŻY AKTYWNOŚĆ SEJSMOAKUSTYCZNA:

Od liczby słabych i bardzo słabych sygnałów oraz wyraźnie zależy od poziomu dyskryminacji amplitudy sygnałów sejsmoakustycznych.Zwiększenie obciążenia powoduje zwiększenie aktywności sejsmoakustycznej, aktywność sejsmoakustyczna jest proporcjonalna do prędkości odkształceń.

41. AKTYWNOŚĆ SEJSMICZNO-AKUSTYCZNA A ROZWÓJ NAPRĘŻEŃ W GÓROTWORZE: Przebieg aktywności sejsmoakustycznej jest skorelowany z prędkością odkształcenia skały. Podobna zależność występuje przy obciążeniu próbki. Aktywność sejsmoakustyczna w skałach pod wpływem obciążenia zachodzi w różny sposób, zależny od budowy i rodzaju skały oraz od historii , sposobu i warunków obciążenia. Zmiany aktywności sejsmoakustycznej przebiegają podobnie do zmian prędkości niesprężystych odkształceń

42. ZWIĄZEK AKTYWNOŚCI SEJSMICZNO - AKUSTYCZNEJ Z TĄPANIAMI , WYRZUTAMI I WSTRZĄSAMI W GÓROTWORZE.

Jeśli aktywność sejsmoakustyczna jest mała lub jej nie ma to układ jest stabilny. Istnieje duża zależność aktywności sejsmoakustycznych:

-dla niskich częstotliwości < 2kHz z występowaniem tąpań

-dla wysokich częstotliwości ~ 40kHz z występowaniem wyrzutów węgla, gazu i zawałów stropu

Proces zniszczenia górotworu poprzedzony jest zawsze wzrostem a następnie spadkiem aktywności sejsmoakustycznej, wzrasta wówczas średnia energia sygnałów , a w obszarze ogniskowym procesu zniszczenia występuje wyraźna koncentracja ognisk sygnałów. Czas trwania oznak poprzedzających zniszczenie zależy od wielkości i skali procesu zniszczenia objętościowych skał, a zmiany skumulowanej liczby impulsów odwzorowują przebieg zmian niesprężystych odkształceń objętościowych. We wszystkich typach skal w miarę zwiększania obciążeń obserwuje się wzrost aktywności sejsmoakustycznej, który poprzedza moment ostygnięcia wytrzymałości doraźnej lub moment zniszczenia skały.

43. PROGNOZOWANIE SEJSMOAKUSTYCZNE:

Metoda wykorzystująca obserwacje naturalnej emisji impulsów sprężystych z górotworu podczas jego deformacji w czasie zachodzących procesów dynamicznych, które mogą być wynikiem naprężeń zachodzących w ośrodku skalnym. Prognozowanie możliwość jednoczesnego oszacowania miejsca rozmiaru, energii sejsmicznej oraz czasu powstania wstrząsu z odpowiednią tolerancją

Sygnał sejsmoakustyczny - zjawisko wywołane deformacją oraz przemianami fazowymi, poślizgiem, tarciem

Dla sygnałów s.ak. definiuje się:

-aktywność s.ak.- n-dług.sygnałów w jednostce czasu

-skumulowana ilość impulsów N-całkow.ilość sygnał. w czasie

-intensywność-natężenie wyzwalanej energii ε_n (ilość energii sejsmicznej emitowanej w danej objętości w jednostce czasu.

Skumulowana energia E_n=Σε_ni , ε_n=

-średnia energia sygnału ε=E_n /N

Istnieje duża zbieżność zmian aktywności sejsm.akust.

-dla niskich częst.( < 2 kHz) z występowaniem tąpań

-dla wysokich częst.(ok.40kHz) z występow. wyrzutów węgla,gazu,zawałów stropu

Proces zniszczenia górotworu poprzedzony jest zawsze wzrostem a następnie spadkiem a.sak.

A w obszarze ogniskowym procesu zniszczenia występuje wyraźna koncentracja ognisk sygnałów, czas występowania oznak poprzedzających zniszczenie skały zależy od wielkości i skali procesu zniszczenia. O typie pękania i sekwencji wstrząsów lub impulsów s.ak. decyduje struktura skały oraz wielkość, rodzaj naprężeń. Niejednorodność materiału lub rozkładu naprężeń określa niejednorodność rozkładu w skale wytężenia materiału

44. SIŁA CIĘŻKOŚCI: siła wypadkowa siły grawitacji i siły odśrodkowej ziemi. pojecie siły ciężkości rozszerza się również na jej natężenie, czyli jest to wartość siły ciężkości działającej na punkt o masie jednostkowej umieszczonej w jej polu. Jednostką natężenia siły ciężkości jest Gal=10^-2N/kg

45. GRAWIMETR ,IDEA POMIARU,DOKŁADNOŚĆ

Grawimetr jest to bardzo czuły dynamometr przystosowany do pomiarów zmian wartości siły ciężkości działającej na masę jednostkową ,m.=1.Różnica wart F_g w dwóch punktach: F_g2 -F_g1=g₂ -g₁=g

Grawimetr służy do wyznaczania g, czyli do pomiarów względnych.

Dokładność:( 1/10-1/100000000)F_g, Czyli od 10 Gali do 1Galla

46. GEOIDA: Ziemia jako planeta ma kształt zwany geoidą. Ponieważ powierzchnia geoidy nie ma jednolitego dla oceanów i lądów równania analitycznego, zastąpiono ją sferoidą obrotową, która jest podstawą odniesienia wszelkich pomiarów grawimetrycznych. Wzory analityczne pozwalają na określenie dla każdego punktu pow. Sferoidy wartości przyśpieszenia siły ciężkości działającej prostopadle do tej powierzchni - jest to przyśpieszenie normalne.

47. PRZYSPIESZENIE NORMALNE:

Za jednostkę przyspieszenia siły ciężkości w układzie SI przyjmuje się m/s²i μ m/s²

Wzór Helmerta: γ_o=978,030(1+0,005302*sinφ-0,000007*sin²(2φ)) [Gal]

48. POJĘCIE ANOMALII GRAWIMETRYCZNEJ - RODZAJE, CO WPŁYWA NA WIELKOŚĆ ANOMALII:

Anomalia grawimetryczna: jest to różnica między pomierzoną wartością siły ciężkości przeliczoną (zredukowaną) z poziomu pomiarowego na poziom odniesienia a wartością normalną siły ciężkości na tym poziomie odniesienia. Tak określona anomalia siły ciężkości zależy od rozkładu gęstości mas we wnętrzu ziemi i jest sumą wpływów bardzo głębokich (anomalii kontynentalnej), wpływów płytkich (anomalii regionalnej) oraz wpływów płytkich anomalii lokalnej. Rodzaje anomalii grawimetrycznych:

-anomalia siły ciężkości (rozkład jej wartości wywołany przez ciało zaburzające), pozwalają one wnioskować o figurze ziemi, o występowaniu niejednorodności w rozkładzie mas we wnętrzu ziemi o strukturze wewnętrznej a zwłaszcza o występowaniu form geologicznych.

-anomalia wyższych pochodnych jej potencjału siły ciężkości (różnica w danym punkcie między wartością zmierzoną z wprowadzoną poprawką topograficzną a wartością normalną odpowiedniej pochodnej w tym punkcie, rozumiemy także jako wartości otrzymane w wyniku odpowiedniej transformacji zmierzonego rozkładu anomalii siły ciężkości). Anomalia siły ciężkości występują również w redukcji Bouguera czy też Faya. Na wielkość anomalii wpływ ma gęstość skał, niejednorodność ośrodka skalnego.

43.POPRAWKI i REDUKCJE MIKROGRAW., SENS FIZYCZNY:

1.Poprawka topograficzna siły ciężkości-pop. eliminująca z wartości obserw. siły ciężkości, wartość składowej pionowej przyciągania mas skalnych tworzących rzeźbę terenu wokół pkt. Pomiarowego.

2.Pop. wolno-powietrzna, poprawka Fay'a-pop. eliminująca wpływ wysokości położenia pkt. Pomiarowego względem poziomu odniesienia.

3.Poprawka i redukcja Bougera ś.ć: -pop. eliminująca składową pionową siły przyciągania -Bougera płyty w pkt. pomiarowym.

Redukcja B.- sposób sprowadzenia zmierzonych na powierzchni fizycznej ziemi wartość ś.ć. do wybranego poziomu odniesienia uwzględniając pop. topogr. , wolno-pow. , Bougera.

4.Poprawka luni-solarna- eliminuje z wartości obserwowanej ś.ć składową pionową siły przyciągania Księżyca i Słońca.

5. Anomalie ś.ć:

a) anomalia ś.ć wolno- powietrzna- anom. Ś.ć w redukcji Fay'a jest to różnica, w danym pkt., między zmierzoną i sprowadzoną do poziomu odniesienia za pomocą pop. wolno-powietrznej wartością ś.ć a wartością normalną siły ciężkości.

b) anomalia Bougera-różnica, w danym pkt., między wartością siły ciężkości zmierzoną i sprowadzoną za pomocą redukcji Bougera do pkt. Na poziomie odniesienia, a wartością normalną ś.ć. w tym pkt.

c)anomalie :kontynentalne regionalne, lokalne- opisane w pkt. 7

44.ANOMALIE :A)KONTYNENTALNE B)REGIONALNE, C)LOKALNE

a)wartość lub rozkład wartości, anomalii ś.ć na obszarze rzędu kontynentu, wywołany przez undulację geoidy, a więc przez niejednorodny rozkład mas związany ze specyfiką fizycznej budowy skorupy ziemskiej i górnego płaszcza Ziemi.

b)wartość w pkt. Lub rozkład wartości anomalii ś.ć. na pewnym obszarze, wywołany przez regionalne undulacje geoidy, a więc przez geologiczne struktury regionalne. Anomalią ś.ć regionalną nazywa się również różnicę między wartością anomalii ś.ć pomierzoną i rezydualną w danym pkt. lub powierzchniowy rozkład tych wartości.

c) wartość w pkt. lub rozkład wartości anomalii ś.ć na pewnym obszarze, wywołany przez lokalne formy geologiczne i antropogeniczne.

45.INTERPRETACJA JAKOŚCIOWA -to opis związku anomalii rezydualnych i regionalnych ś.ć z przyczynami je wywołującymi. Przez interpretację grawimetryczną jakościową rozumie się również proces przetwarzania danych polegających na transformacji lub aproksymacji danych pomiarowych w postaci anomalii rezydualnych i regionalnych.

46.WYKORZYSTANIE POMIARÓW MIKROGRAWIMETRYCZNYCH.

Pomiarów mikrograwimetryczne służą do określenia mikroanomalii z dużą dokładnością , poprzez uwzględnienie wszystkich czynników ,które na nią wpływają . Pomiary mikrograwimetryczne stosuje się do: Szczegółowego badania tektoniki górotworu i złóż kopalin użytecznych, Określenia in-situ gęstości ośrodka skalnego , szczególnie do rozpoznania niecki osiadania nad przestrzenią eksploatacyjną, Poszukiwania stref erozji i wymywania, Lokalizacji naturalnych i poeksploatacyjnych kawern, Badania stanu górotworu zaburzonego przez eksploatację szczególnie pod kątem wstrząsów górniczych, Wykrywania złóż kopalin użytecznych na niewielkich głębokościach.

Lokalizacja zaburzeń układu wytrąconego z równowagi ,w jakim znajdował się uprzednio (zaburzenia przejawiają się przez np. osiadanie drogi nad obszarem eksploatacyjnym itp.)

46.WIEŻOWY GRADIENT Ś.Ć - stosunek zmiany siły ciężkości, pomierzonej grawimetrem, między dwoma pkt. leżącymi w pionie do różnicy wysokości między tymi pkt..

52.POPRAWKI I REDUKCJE PODZIEMNYCH POMIARÓW mikrograwimetrycznych: Wykonując pomiary grawimetryczne w wyrobiskach górniczych należ y uwzględnić wiele poprawek. Najważniejsze to: a) pop. topograficzna, b) pop. na przyciąganie płyty płasko-równoległej występującej nad pkt. pomiarowym, c) poprawka Bougera d) poprawki eliminujące przyciąganie wyrobisk górniczych.

Ad a) pop. topograficzna, Δg_t dla pkt leżących na głębokości h pod powierzchnią terenu można otrzymać ze wzoru Δg_t=
gdzie: G- stała grawitacji

r_m, , r_{m +1} - wewnętrzny i zewnętrzny promień pierścienia walcowego

_σ- gęstość mas wypełniających dany sektor

h₁,h₂- odległość pkt. P od górnej i dolnej podstawy walca

n - liczba równych sektorów, na które podzielony został pierścień walcowy.

Przyjmuje się h₁=h i h₂=h+ ΔH

ΔH-średnia wysokość terenu z uwzględnieniem znaku, względem poziomu pkt.P_o (rys 11,1)

Sumaryczna poprawka Δg_s

Sumaryczna poprawka Δg_s=Δg_t+2Gσ_śr*h+Δg_g +Δg_sz+(
)*h_o-2Gσ₀*h_o Δg_t - poprawka topograficzna siły ciężkości, Δg_g -poprawka na składową pionową siły przyciągania wyrobisk górniczych poziomych, Δg_sz poprawka na składową pionową siły przyciągania szybów górniczych, σ_śr gęstość średnia płyty płasko równoległej o grubości h leżącej nad punktem pomiarowym, σ₀ gęstość średnia płyty płasko równoległej o grubości h_o, h_o wysokość redukcji pomiarów między punktem obserwacji a poziomem odniesienia,
pionowy gradient siły ciężkości, g stała grawitacji

ciężkości wielomianami i przedłużenie analityczne wartości w górę

Druga grupa zawiera metodę wyższych pochodnych pionowych siły ciężkości, w szczególności pierwszej i drugiej oraz przedłużenie analityczne w dół

1

Wartość pola regionalnego w środku koła o promieniu r zdefiniowane zgodnie z powyższym wzorem jako średnia wartość anomalii siły ciężkości z jego okręgu Z definicji wynika że g_R. Jest funkcją promienia koła zatem jest to pojęcie wieloznaczne. Zazwyczaj za pole regionalne przyjmuje się ten rozkład ze wzoru 1, który z danym r daje bardziej wygładzony izolinii jego wartości.

Potencjał siły przyciągania ciała zaburzającego może zmienić rozkład gęstości i masy tak iż potencjał na zewnątrz się nie zmieni. Różne rozkłady masy w ośrodku geologicznym mogą wywołać rozkład anomalii siły ciężkości.

Wyniki interpretacji ilościowej przy zastosowaniu metod bezpośrednich są wieloznaczne ( nie dotyczy metod pośrednich). Wieloznaczność nie omija wyników interpretacji jakościowej jako że procesy transformacji pól i ich aproksymacja nie związane są bezpośrednio z generującymi dane pola źródłami. Z tych względów interpretacja wyników badań grawimetrycznych powinna być przeprowadzano w oparciu badania geologiczne ( ograniczenie wieloznaczności interpretacji)

47. POMIARY MIKROGRAWETRYCZNE

Pomiary mikrograwimetryczne stosuje się do: Szczegółowego badania tektoniki górotworu i złóż kopalin użytecznych, Określenia in-situ gęstości ośrodka skalnego , szczególnie do rozpoznania niecki osiadania nad przestrzenią eksploatacyjną , Poszukiwania stref erozji i wymywania, Lokalizacji naturalnych i poeksploatacyjnych kawern, Badania stanu górotworu zaburzonego przez eksploatację szczególnie pod kątem wstrząsów górniczych, Wykrywania złóż kopalin użytecznych na niewielkich głębokościach.

Lokalizacja zaburzeń układu wytrąconego z równowagi ,w jakim znajdował się uprzednio (zaburzenia przejawiają się przez np. osiadanie drogi nad obszarem eksploatacyjnym itp.)

Wykonując pomiary mikrogrametryczne w wyrobiskach górniczych należy uwzględnić wiele poprawek związanych ze specyfiką miejsca obserwacji

56.WYKORZYSTANIE POMIARÓW MIKROGRAWIMETRYCZNYCH DO PROGNOZOWANIA ZJAWISK DYNAMICZNYCH.

Do pomiarów wykorzystuje się: metodę czasowych zmian siły ciężkości -wykonuje się ją w celu badania i prognozowania rozwoju zjawisk dynamicznych w eksploatowanym górotworze.

Porównuje się mierzone mikroanomalie siły ciężkości w punktach zlokalizowanych w pobliżu obszaru zagrożonego i dokonuje się analizy

anomalii różnic czasowych zmian siły ciężkości między kolejną serią a pierwszą:  g_I+1 - g₁ [RBGA_I-1].

lub między kolejnymi seriami pomiarowymi: [RBGA_I-(I-1)].

Procesowi niszczenia górotworu towarzyszą zmiany objętości, które poprzedzają jego zniszczenie (dylatancja) zmiany objętości związane są ze zmianami gęstości - zmiany gęstości odzwierciedlają się we względnych pomiarach siły ciężkości (związek odkształceń objętościowych górotworu z rozkładu mikroanomalii siły ciężkości I jej gradientu pionowego). Wzrost lokalnych ujemnych mikroanomalii siły ciężkości poprzedza moment wystąpienia wstrząsu górniczego - prognozowanie - od kilku dni do kilku tygodni.

57.POMIARY WIELOPOZIOMOWE.

Na wykonanie pomiarów mikrograwimetrycznych wielopoziomowych pozwala sieć chodników oraz przekopów kopalni. Pomiary te umożliwiają przestrzenną charakterystykę rozkładu mikroanomalii siły ciężkości w powiązaniu z budową wewnętrzną górotworu. Interpretacja pom. wielopoziom. - przyjmujemy iż ośrodek geologiczny składa się z dwóch warstw oddzielonych od siebie płaską granicą rozdziału gęstości.

RYS.14.1

(rozkład anomalii siły ciężkości dla niepłaskiej granicy rozkładu gęstości , gdy ς2>ς1)

1-anomalie siły ciężkości nad kompleksem skalnym

2- anomalie siły ciężkości pod kompleksem skalnym

Zakładając gęstość i kształt granicy między warstwami , obserwuje się inwersje miedzy anomaliami siły ciężkości pomierzonymi nad i pod granicą.

Zależność ta występuje dla wszystkich rodzajów niejednorodności w rozkładzie gęstości występujących w kompleksie skalnym , za wyjątkiem poziomego ułożenia warstw. Obserwowana tutaj inwersja mikroanomalii siły ciężkości pomierzonymi nad i pod badaną formą geologiczną stanowi podstawę interpretacji zdjęć wielopoziomowych. Wyniki zdjęcia pomiarów mikrograwimetrycznego dwupoziomowego pozwalają na: Wykrywanie form geologicznych i antropogenicznych leżących między poziomami pomiarowymi , np. miedzy powierzchnią terenu a wyrobiskiem górniczym leżącym na pewnej głębokości, Badanie zmian w rozkładzie gęstości górotworu , powstałych w wyniku jego eksploatacji podziemnej, Eliminowanie wpływu niejednorodności w rozkładzie gęstości leżących nad stropem wyrobiska ,które nie mają związku z tektoniką utworów leżących poniżej, Ograniczenie wieloznaczności interpretacji wyników podziemnych pomiarów mikrograwimetrycznych.

Wykrywanie nowych złóż rud ,w szczególności typu gniazdowego, jak również precyzowanie kształtu eksploatowanych złóż kopalin użytecznych (np. wykrycie zanieczyszczeń anhydrytowych w soli kamiennej ma duży wpływ na urabianie złoża)

1

1

---