1. Metoda pomiarowa dla metod elektrycznych.

Podstawowa powierzchnia to powierzchnia Ziemi, a także dna basenów wodnych, wyrobiska górnicze oraz przestrzeń atmosferyczna. Sieć pomiarową stanowią punkty w ilości zapewniającej opracowanie map i przekrojów geologicznych. Przy wykorzystaniu pomiarów wymaga się aby najmniejsza interesująca nas anomalia była rejestrowana w poprzek rozciągłości. Maksymalne efekty osiągamy, gdy profile skierowane są prostopadle do rozciągłości danego obiektu. Bezpośrednie pomiary to:

a)natężenie prądu w obwodzie zasilającym,

b)spadek napięcia w obwodzie pomiarowym,

c)geometryczne wymiary układu pomiarowego.

2. Metoda naturalnego pola elektrycznego PS.

Metoda polega na wykorzystaniu naturalnej zdolności niektórych skał lub procesów geologicznych do tworzenia źródła pola elektrycznego w środowisku geologicznym. Źródła te stanowią spolaryzowane elektrycznie, dobrze przewodzące prąd obiekty geologiczne. Pole elektryczne tych źródeł zmierzone na powierzchni pozwala ustalić położenie tych obiektów, ich wielkości: masę i objętość. Podstawowym związkiem między źródłem pola elektrycznego a obiektem geologicznym jest związek, w którym dzięki temu, że obiekt ma własności elektryczne, elektrochemiczne lub filtracyjne inne niż otoczenie, tworzą się na kontekście z nim różnice potencjału elektrycznego. Badane złoże pod wpływem wód filtracyjnych polaryzuje się. Wytwarza się różnica potencjałów - polaryzacjia - źródła prądu elektrycznego.

METODYKA BADAŃ:

Pomiary bezpośrednie: różnica potencjałów pomiędzy elektrodami pomiarowymi MN umieszczonymi na profilu pomiarowym. Istnieją dwa sposoby pomiaru naturalnego pola elektrycznego:

a)pomiar potencjału, który polega na tym, że jedna z dwóch elektrod jest nieruchoma, a druga jest przemieszczona wzdłuż profilu pomiarowego,

b)pomiar gradientu potencjału, który polega na tym, że dwie elektrody są ruchome i odległość między nimi jest stała. Różnica potencjałów odnosi się do środka pomiędzy elektrodami M i N.

INTERPRETACJA:

Lokalizacja epicentrum położenia źródła pola elektrycznego, określenie jego natury, określenie głębokości występowania i jego rozmiarów. Podstawą interpretacji jest obliczenie teoretycznych wyrażeń oraz wyniki badań. Materiał do oceny ilościowej stanowi zestaw wykresów potencjału zrobionych dla centralnej anomalii prostopadle do jej rozciągłości

PROSPEKCJA:

Wykrywanie złóż pirytów, chalkopirytów, złóż polimetalicznych, siarczki niklu, źródła mineralne, miejsca korozji rurociągów oraz złoża ropy naftowej. Zasięg głębokościowy do 100m.

3. Met. procesu polaryzacji wzbudzonej PW.

Metoda polega na wykorzystaniu zjawiska chwilowej polaryzacji skał wywołanej przepływem impulsu prądu elektrycznego. Efekt elektryczny spolaryzowanych w ten sposób obiektów generujących zanikający w czasie prąd elektryczny może być obserwowany (najlepiej po wywołaniu prądu wzbudzającego) na powierzchniach dostępnych dla pomiarów elektrycznych. Obiekty w zależności od swojej budowy i składu oraz budowy geologicznej otoczenia dają różne źródła pola elektrycznego. Polaryzacja zależy właśnie od tych składników.

METODYKA:

Bezpośrednie pomiary to natężenie prądu polaryzującego - impuls 3-5 minut oraz odpowiadający mu w obwodzie odbiorczym spadek napięcia.

INTERPRETACJA:

Określenie miejsca epicentrum złoża, ocena głębokości położenia złoża, określenie miejsca położenia pionowego kontaktu dwóch skał, pomiar η dla każdej warstwy.

PROSPEKCJA:

Siarczki żelaza, miedzi, złoża niklu, srebra, molibdenu, magnetytu, grafitu, złoża rud rozproszonych. Badanie wilgotności, szukanie wód pitnych oraz bitumitów.

4. Metoda sondowania elektrycznego.

Metoda polega na wykorzystaniu różnicy oporu właściwego następujących po sobie w pionie warstw. Wzrastająca w procesie sondowania i podlegająca pomiarom rozpiętości obwodu elektrycznego wytworzonego przez instalację elektryczną i skałę powoduje, że obejmuje on coraz głębsze warstwy o innym oporze dzięki czemu zmienia się wielkość jego ogólnego oporu pozornego. Na podstawie analitycznych związków między zmierzonym oporem pozornym a nieznanymi parametrami oporu właściwego i grubości poszczególnych warstw istnieje możliwość określania miąższości poszczególnych warstw, zbadanie struktury geologicznej.

METODYKA:

Pomiar bezpośredni to natężenie prądu w obwodzie zasilającym AB, spadek napięcia w obwodzie pomiarowym oraz wymiary układu pomiarowego. Celem jest uzależnienie mierzonego efektu elektrycznego tylko od wielkości V/J=R stanowiącego opór danego obwodu pomiarowego. Proces sondowania dokonuje się przez zwiększenie rozstawu elektrod zasilających AB w układach nie dipolowych lub odległości r między środkiem dipoli w układach dipolowych. Zmiany te powodują zwiększenie współczynnika K. Zwiększenie wielkości obwodu pomiarowego MN a w dipolowych i zasilającego AB wykonywane jest aby utrzymać mierzoną wielkość V na minimalnym poziomie.

INTERPRETACJA:

Podstawowa wielkość to opór pozorny. Dla każdego rozstawu pomiarowego oblicza się różnice potencjałów i opór pozorny. Poszczególne krzywe sondowania zestawia się wzdłuż odpowiednich profili pomiarowych, potem tworzy się izolinie łącząc identyczne punkty krzywych sondowań (max, min przegięcia). Wykreśla się wzdłuż profili przebieg izoom (linie o takim samym oporze pozornym) tworząc tzw. przekrój oporowy. Zadania interpretacji to określenie: miąższości oporu właściwego warstwy, kierunku rozciągłości warstw, wielkości kąta upadu.

PROSPEKCJA:

Zasięg głębokościowy do 5km. Regionalne rozpoznanie budowy geologicznej do pierwszej warstwy o dużej miąższości i oporze (krystaliczne podłoże, warstwy wapienne). Poszukiwanie ropy naftowej i gazu ziemnego, złoża węgla, rudy, kruszców, wód, hydrogeologia i geologia inżynierska.

5.Metoda kartowania przewodnościowego KP.

Metoda polega na wykorzystaniu właściwego rozpływu prądu elektrycznego wzdłuż powierzchni strukturalnych utworzonych przez warstwę lub podłoże o dużym oporze elektrycznym. Fizycznie zjawisko to opisuje się za pomocą pojęcia linii prądowych załamujących się na granicach dwóch warstw. ρ₁/ρ₂=tgβ₂/tgβ₁. Gdy opór ρ₂ dąży do nieskończoności to kąt β₁=90°. W tych warunkach linia prądowa ślizga się wzdłuż granicy skał o dużym oporze elektrycznym odwzorowując położenie i kształt granicy. Zjawisko to wyrażać się będzie zagęszczeniem lub rozrzedzeniem linii prądowych nad badanymi strukturami geologicznymi. Metoda daje możliwość pomiaru przewodności S, gdy ρ₂/ρ₁>1 i na tej podstawie posługując się odpowiednią interpretacją teoretyczną metoda ta umożliwia kartowanie powierzchni podłoża (podobnie jak w refrakcji), lub gdy płaszczyzna podłoża jest pozioma można wyszukać lokalne anomalie oporowe w nadkładzie.

METODYKA:

Uwzględnia się: natężenie prądu I w układzie zasilającym, spadek napięcia, rozstaw pomiaru r. Pośrednią wielkością jest przewodność pozorna: δ_r=r/ρ_r.

INTERPRETACJA:

Nomogramy Dzwinella. Dwustronne sondowanie należy wykonać wzdłuż rozciągłości warstw - interpretacja, uśrednienie oporów ρ⁺,ρ^- do jednej krzywej

PROSPEKCJA:

Kartowanie stropu warstwy o dużym oporze i miąższości. Zasięg głębokościowy do 2km.

5. Metoda skrzyżowań obwodu zasilania KP.

Polega na tym samym zjawisku jak metoda poprzednia (rozpływ prądu wzdłuż warstwy o dużym oporze i miąższości). Metoda ta daje czysty efekt strukturalny za pomocą skrzyżowanych obwodów zasilających i pomiarów oraz wykluczenia z efektu pomiarowego wpływu pola normalnego (obraz rozkładu pola elektrycznego w idealnym poziomo warstwowanym dwuwarstwowym ośrodku z nie przewodzącym podłożem).

METODYKA:

Bezpośredni pomiar: natężenia A_1, B₁,A₂,B₂. Spadek napięcia V₁, V₂ w obwodzie pomiarowym MN. Obszar pomiaru to środkowa tercja, w której umieszcza się sieć prostopadłych profili pomiarowych. Rozstawy A₁B₁=A₂B₂ (w praktyce 20 -30km), rozstawy muszą zapewniać dostateczną wielkość spadków V na obwodach pomiarowych M₁N₁ i M₂N₂.

INTERPRETACJA:

AW oparciu o teoretyczne wyrażenia rozkładu pola dla układu cztero elektrycznego.

PROSPEKCJA:

Jakościowe kartowanie podłoża o dużym oporze i miąższości. Szukanie struktur i anomalii o powierzchniach rzędu głębokości ich zalegania.

6. Metoda profilowań elektrycznych.

Metoda polega na wykorzystaniu różnic oporu właściwego występujących ze sobą utworów geologicznych występujących w zasięgu rozpływu prądu i następujących wzdłuż wybranego kierunku obserwacji (profil geologiczny). Opór R=V/I niezmiennego konstrukcyjnie obwodu elektrycznego. W taki sposób obserwuje się pośrednio zmiany budowy geologicznej środowiska. Sposób rozmieszczenia elektrod jest różnorodny w zależności od postawionych zadań.

METODYKA:

Bezpośredni pomiar to natężenie prądu I i spadek napięcia V. Wymiary, charakter, wzajemne położenie obwodów pomiarowych i zasilających są najbardziej istotną częścią składową układu pomiarowego. W zależności od rozstawu r możemy prezentować środowisko na różnej głębokości.

INTERPRETACJA:

Kartowanie epicentrów obiektów wywołujących anomalie. Badanie stosunku ich oporu do oporu otoczenia. Badanie kierunku upadu. Aby dokonać interpretacji należy posłużyć się matematycznymi modelami odpowiednich schematów strukturalnych, anomalia nad cienkim przewodzącym pokładem, nad dwoma pokładami.

PROSPEKCJA:

a)poszukiwanie struktur geologicznych: synkliny, antykliny, depresje, zasięg 1 - 2km,

b)struktury typu uskoki, nasunięcia, strefy rozłamów, okwarcowanie, pirytyzacja struktur oraz grafityzacja od 100 - kilkuset metrów,

c)obserwacja konturów różnych litologicznie,

d)okonturowanie złóż kwarcu, barytu, pokładu złóż rud, węgla, grafitu, siarczki i zbiorniki wodne, zasięg ponad 100m,

e)zasolenie gleby, własności korozyjne gruntu, geologia inżynierska, badania archeologiczne, zasięg do kilkudziesięciu metrów.

7. Metoda ładunku elektrycznego.

Polega na wykorzystaniu zależności kształtu izopowierzchnii potencjału elektrycznego (powierzchnia ekwipotencjalna) od kształtu naelektryzowanego przewodnika skalnego leżącego w środowisku o dużym oporze. Przewodnik podłączony do jednego z biegunów źródła elektrycznego i otrzymuje on odpowiedni ładunek elektryczny. Jego powierzchnia przyjmuje kształt powierzchni ekwipotencjalnej, ponieważ ładunek elektryczny rozkładając się na powierzchni przewodnika tworzy określoną jednakową wartość potencjału. Ponieważ powierzchnia ekwipotencjalna zachowuje swój kształt nawet w dużej odległości od obiektu to badając ją z powierzchni można otrzymać rzut pionowy kształtu badanego obiektu. Można zmierzyć również gęstość pola elektrycznego nad badanym obiektem. Konieczny jest dostęp bezpośredni do złoża. Gdy brak tego dostępu złoże przewodnikowe można spolaryzować zdalnie.

METODYKA:

Pomiar bezpośredni to natężenie I, różnica potencjałów w obwodzie zasilającym złoże oraz spadek napięcia V w obwodzie pomiarowym. Układ pomiarowy składa się z niezmiennego obwodu zasilania i poruszającego się po powierzchni obserwacji obwodu pomiarowego. Jeden biegun obwodu zasilającego umieszcza się w złożu a drugi wynosi się poza obszar badań tak, żeby nie miał on wpływu na pomiary. W zależności od rozmieszczenia elektrod w obwodzie pomiarowym wyróżniamy dwa układy: podstawowy pomiar potencjału i pomocniczy pomiar gradientu.

INTERPRETACJA:

Określenie konturów danego złoża oraz przy badaniu filtracji wód podziemnych, kierunku i prędkości tej filtracji, która opiera się na rozwiązaniach teoretycznych odniesionych do wyników eksperymentalnych.

PROSPEKCJA:

Filtracja wód, zasięg do 100m, złoża mineralne zwartych przewodników.

8. Metoda magnetotelluryczna.

Jest to bezpośredni pomiar: składowe natężenia E pola elektrycznego i składowe natężenia H pola magnetycznego. W metodzie sondowania mierzy się okres T drgań oraz przesunięcie fazowe
.

Są cztery rodzaje badań:

a)sondowanie magnetotelluryczne, które następuje wzdłuż wybranych dwóch prostopadłych kierunkach,

b)profilowanie magnetotelluryczne MTP to uproszczone sondowanie, ogranicza się pasmo rejestracji drgań T∈(10, 60)s,

c)profilowanie telluryczne TP następuje obserwacja tylko składowej E,

d)kombinacja profilowań magnetotellurycznych KMTP

INTERPRETACJA:

Określenie głębokości występowania i oporu właściwego niektórych warstw przekroju geologicznego. Określenie elementów strukturalnych budowy podłoża lub stropu o dużej miąższości niektórych warstw. Modele dla przekrojów 1-2 lub wielowarstwowych.

PROSPEKCJA:

Regionalne badanie stropu nieprzewodzącego podłoża krystalicznego (zasięg kilometrowy).

10. Metoda dipolowych sondowań elektromagnetycznych SEM.

Polega na wykorzystaniu różnicy własności elektromagnetycznych istniejących pomiędzy różnymi utworami geologicznymi. Różnice własności powodują zmianę w rozchodzeniu się fali elektromagnetycznej powodując na granicy tych zmian powstanie fali odbitej załamanej. Podział energii fali określa się zróżnicowaniem parametrów: ρ, η, μ, ε skał a proporcje tego podziału określają współczynniki załamania i odbicia. W metodzie wykorzystuje się fale odbite, które po odbiciu się od granic o różnych parametrach ρ, μ, ε powracają do odbiornika i informują o cechach elektromagnetycznych oraz geometrycznych ośrodka.

METODYKA:

Pomiary można wykonywać przez zmianę częstotliwości przy stałym rozstawie. Sondowanie częstotliwościowe: zmiana częstotliwości prądu podawanego w dipol zasilający oraz synchronizacja rejestracji natężenia prądu w dipolu zasilającym.

INTERPRETACJA:

Głębokość występowania i opór warstw.

PROSPEKCJA:

Regionalne badanie geologiczne na obszarach o płaskiej powierzchni geomorfologicznej i nieznanym upadzie warstw.

11. Metoda stabilizacji pola.

Wykorzystanie właściwości rozchodzenia się impulsu prądowego o różnorodnym oporowo środowisku geologicznym to efekt naskórkowy. Zgodnie z tym efektem prąd impulsu elektrycznego podany w środowisko geologiczne na początku rozchodzi się tylko w jego naskórkowej części. W miarę upływu czasu impuls obejmuje coraz głębsze partie przekroju i ma wpływ na własności coraz głębszych partii. Po odpowiednio długim czasie impuls obejmuje max objętość i ustala się nabierając takiego samego charakteru jak przy prądzie stałym. Obserwacja daje możliwość zbadania budowy przekroju na podstawie rozchodzenia się tylko jednego impulsu prądowego. Impuls można podawać przez bezpośrednie podłączenie masy skalnej do obwodu elektrycznego lub wzbudzony indukcyjnie za pomocą impulsu magnetycznego wywołanego przepływającym impulsem elektrycznym w izolowanej pętli.

METODYKA:

Mierzy się impulsy elektryczne następujące w dowolnych odstępach czasu. Niezmienna wielkość rozstawu r. Mierzy się: I, spadki napięć, amplitudy w funkcji czasu przebiegu impulsów.

INTERPRETACJA:

Obraz warstwowanej budowy przekroju geologicznego. Zasięg do kilku metrów.

12. Metoda profilowania indukcyjnego PI.

Wykorzystywanie własności zmiennego pola NGT do indukowania w skałach o ρ, μ, ε różnych pod względem natężenia zmiennych prądów elektrycznych. Natężenie tych prądów i natężenia właściwego im wtórnego pola magnetycznego zależne jest od elektrycznych parametrów i budowy przekroju. Pole to zmienne na powierzchni obserwacji (na tle pola pierwotnego indukowanego w odbiornikach bezpośrednio przez nadajnik) odwzorowuje własności geoelektryczne skał i budowę przekroju.

METODYKA:

Zależy od sposobu wywołania w skałach zmiennych pół elektromagnetycznych, sposobu i miejsca interpretacji. Wyróżnia się sposoby: niezmiennej pętli, nieskończenie długiego kabla, sposób profilowania indukcyjnego i impulsowego, sposób profilowania indukcyjnego, dipolowego. Pomiar: amplituda dla czasu T, który minął od początku impulsu. Układ indukcyjny: pomiar składowych pola magnetycznego.

INTERPRETACJA:

Wykresy anomalii pola magnetycznego. Zasięg do 100m.

PROSPEKCJA:

Złoża rud, kruszców, ale nawet w stanie rozproszonym.

13. Metoda radiofalowa RF.

Polega na wykorzystaniu zjawiska indukcji pochłaniania lub odbicia fal radiowych (dla fal radiowych f>10Hz) w zróżnicowanym pod względem parametrów elektrycznych skał. W danym przypadku ze względu na wysoką częstotliwość fali radiowej o charakterze jej rozchodzenia w skałach decydują ρ, μ, ε. Źródło informacji o budowie geologicznej - pomiar natężenia i fazy skierowanej do środowiska fali elektromagnetycznej.

E₀, H₀ -natężenie pola elektrycznego w pobliżu nadajnika, a - współczynnik pochłaniania fali,

E, H - wartość składowej w odległości r od nadajnika.

Grupy metod:

a) metoda oparta na własnościach indukcyjnych fal radiowych, jest to rozgłośnia radiowa w odległości od kilki do kilkudziesięciu metrów, tak aby jej azymut był bliski azymutowi rozciągłości badanych złóż przewodników lub stref o małym oporze związanych z zaburzeniami tektoniczn.

b) pochłanianie fal (prześwietlanie radiowe), następuje pomiędzy wyrobiskami podziemnymi a powierzchnią, otworem a wyrobiskiem.

c) odbicie fal radiowych (interferencja fal radiowych), Obserwacja odbicia fal od badanej powierzchni wewnątrz przekroju.

INTERPRETACJA:

Jako anomalie pola elektromagnetycznego.

PROSPEKCJA:

Złoża przewodzące, woda, skały o dużym i małym oporze nasycone roztworem wodnym i skały o dużej porowatości.

14. Porowatość.

Jest to występowanie porów, drobne próżnie i kanaliki między ziarnami to porowatość międzyziarnowa. Występowanie szczelin to szczelinowatość. Kiedy występujące w skałach pory łączą się ze sobą nazywamy je porami odkrytymi. Porowatość to występowanie porów odkrytych i zakrytych. Mierzenie porowatości określa się ilościowo przez współczynnik porowatości K_p. K_p=V_p/V_c. Występuje porowatość: małą, średnia i duża. Duża, gdy K_p>20%, mają ją skały magmowe i wylewne. Zależy od ciśnienia, temperatury i składu mineralnego skał.

15. Przepuszczalność.

Jest to zdolność do przewodzenia cieczy, gazów i ich mieszanin przy gradiencie ciśnienia. Wyróżnia się przepuszczalność fizyczną (absolutna), fazową (efektywna) i względną. Współczynnik przepuszczalności K_pr=-Qln/SΔp. Prędkość przepływu: v=K_pr⋅Δp/l/η. η - lepkość, Q - ilość cieczy przepływającej przez próbkę, Δp - zmiana ciśnienia.

16. Wodochłonność.

Jest to zdolność do wchłaniania wody. Wyróżniamy wodochłonność molekularną, kapilarną, higroskopijną. Hydrofilność - zdolność do zwilżania się wodą. Hydrofobość - zdolność do zwilżania się ropą naftową.

17. Gęstość objętościowa.

Gęstość skały to stosunek jego masy do objętości. Zależy od rodzaju skały, jej porowatości, wieku, głębokości występowania oraz od procesów geologicznych jakie działały na skałę.

18. Ciężar właściwy.

Ciężar właściwy skały - jest to stosunek ciężaru skały do jej objętości.

19. Ciężar objętościowy.

Ciężar objętościowy - jest to stosunek ciężaru skały do objętości skały bez por w niej zawartych. Różnica ciężaru właściwego i ciężaru objętościowego jest miarą porowatości. Wyznacza się go metodami laboratoryjnymi, metodą prześwietlania próbek skał promieniami gamma. Jest on inny w różnych regionach.

20. Sejsmologia górnicza.

Sejsmologia górnicza wiąże się z zagadnieniami takimi jak: lokalizacja ognisk wstrząsów górniczych i obliczeniem energii sejsmicznej. Działalność człowieka powoduje naruszenie równowagi w górotworze, co prowadzi do wyzwolenia akumulowanej energii odkształcenia i powstania wstrząsu połączonego z deformacją. SG zajmuje się metodami obserwacji wstrząsów górniczych, opracowaniem i interpretacją zapisów sejsmologicznych. Wykorzystuje sprzęt i aparaturę stosowaną w badaniach trzęsień ziemi. Podstawowym pomiarem jest określenie parametrów źródła wstrząsu: lokalizacja źródła, obliczenie energii sejsmicznej, teoretyczny model mechanizmu wstrząsu. Na podstawie tego ocenia się stan zagrożenia tąpaniami, przewiduje się możliwości występowania tąpań, skuteczność podjętych kroków prewencyjnych.

21. Lokalizacja ognisk wstrząsów górniczych.

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.

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 oraz 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

Metody lokalizacji ogniska wstrząsu to:

a) metoda różnicy czasów wejścia fal poprzecznych i podłużnych (metoda S-P, metoda kul),

b) metodę czasów wejścia fal podłużnych (metoda P, hiperboloid), c) metodę lokalizacji względnej opartą na tzw. kalibracyjnych punktach odniesienia.

22. Energia sejsmiczna.

Energia sejsmiczna charakteryzuje procesy niszczenia górotworu i przemiany energetyczne. Pozwala wnioskować o objętości skał zaangażowanych w te procesy.

23. Sejsmika górnicza.

To część sejsmologii oparta na wykorzystaniu sztucznie wywołanych wstrząsów sejsmicznych, służy głuwnie poznawaniu wgłębnej budowy geologicznej dla celów praktycznych.

24. Metody badań w sejsmice górniczej.

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 opisuje przykład 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.

25. Sejsmoakustyka.

Jest to zjawisko generowania w skałach fal sprężystych w czasie zachodzenia w nim procesów dynamicznych, które są wynikiem pewnych stanów niestabilnych i towarzyszą procesowi deformacji skał. Przebieg emisji wyznaczony jest procesem powstawania lokalnych niestabilności. Identyfikacja bliżej nie określonych sygnałów o częstotliwości akustycznej emitowanych losowo z górotworu związana jest ze wzrostem ich emisji przy wzroście naprężenia.

METODY GEOELEKTRYCZNE

26. Podstawowe cechy pól elektrycznych i elektromagnetycznym w środowisku geologicznym.

Polem elektrycznym lub elektromagnetycznym nazywamy obszar działania sił elektrycznych lub sił elektromagnetycznych. Podstawowym obszarem tego działania może być: środowisko geologiczne lub obszar górniczy.

Prawa przepływu prądu elektrycznego:

a) dla dowolnego wycinka objętościowego środowiska skalnego ilość prądu wpływającego równa jest ilości prądu wypływającego. Prawo kirchoffa

b) różniczkowe prawo Ohma: J=E/ρ, E- natężenie pola elektrycznego, ρ-opór właściwy ośrodka

27. Warunki ogólne i środki techniczne wykonywania pomiarów pól elektrycznych i elektromagnetycznych.

Podstawoą powierzchnią pomiarową dla metod elektrycznych stanowi powierzchnia ziemi, lecz w wielu przypadkach mogą być dna basenów wodnych, powierzchnie jaskiń, wyrobisk górniczych itp. oraz szczególnie wygodna do szybkich pomiarów przestrzeń atmosferyczna. Sieć projektową przy badaniach elektrycznych projektuje się na tych samych podstawach, co sieć badań geologicznych, wymagając od niej aby w przyjętej skali badań zapewniała dostateczną ilość punktów pomiarowych dla opracowania wiarygodnych map. Drugi podstawowy zespół aparatury elektrycznej to źródła prądu lub fal elektromagnetycznych.

28. Met. naturalnego pola elektrycznego PS.

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

29. Met. procesu 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. Pomiary polaryzacji wzbudzonej wykonuje się metodą sondowań lub profilowania. Wynikiem pomiarów jest krzywa zmian pozornej polaryzacji w zależności od połowy odległości miedzy elektrodami zasilającymi. 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.

ZIEMSKIE POLE SIŁY CIĘŻKOŚCI.

30. Potencjał ziemskiego pola siły ciężkości i jego pochodne.

Na powierzchni Ziemi oraz w bezpośrednim jej sąsiedztwie na każdy punkt materialny działają dwie siły: siła newtonowskiego przyciągania o natężeniu F oraz siła odśrodkowa wywołana ruchem rotacyjnym Ziemi o natężeniu D:

Z równania wynika, że składowe natężenia siły F: F_x, F_y, F_z, są pochodnymi cząstkowymi funkcji skalarnej V(x, y, z) zwanej potencjałem natężenia pola siły newtonowskiego przyciągania, a składowe natężenia siły odśrodkowej D są pochodnymi funkcji skalarnej U zwanej potencjałem natężenia siły odśrodkowej.

31. Geoida, powierzchnia odniesienia.

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.

32. Sferoida Clairauta.

δ - promień wodzący normalnej powierzchni sferoidy

33. Twierdzenie Stoksa.

N - odległość powierzchni geoidy od przeciętnej powierzchni odniesienia, r_z - średni promień ziemi, g - średnia wartość siły ciężkości na geoidzie, dS - element powierzchni Ziemi S, f(ψ) - funkcja kąta ψ zawartego między promieniem ziemi w punkcie, dla którego obliczamy wartość N, a promieniem elementu dS, Δg - anomalia siły ciężkości na elemencie dS.

34. Wartości normalne siły ciężkości i drugich pochodnych ich potencjału.

Normalna siła ciężkości na powierzchni odniesienia :

W - rozwinięcie potencjału siły ciężkości w szereg, n - normalna do powierzchni sferoidy, skierowana na zewnątrz o czym świadczy znak minus.

35. Siły luni - solarne.

Na każdy punkt Ziemi działają siły przyciągania pochodzące od ciał niebieskich. Największy wpływ na wielkość tych sił ma Księżyc i Słońce, stąd nazwa siły luni - solarne. Ciała niebieskie wywołują nie tylko przepływ oceanów i mórz, ale również stałej skorupy ziemskiej, które w odróżnieniu od przepływu oceanów nazywa się pływami ziemskimi. Ciało te wywołujące pływ skorupy ziemskiej znajduje się z Ziemią w równowadze, tzn. oba ciała trzymane wzajemnym przyciąganiem mas kręcą się dookoła wspólnego środka masy.

36. Absolutne pomiary siły ciężkości.

Absolutny pomiar siły ciężkości to metody lub sposoby wykorzystujące prawa ruchu wahadłowego, który opiera się na teorii równania ruchu wahadła fizycznego.

37. Względne pomiary siły ciężkości. Grawimetry.

Grawimetr jest to bardzo czuły dynamometr przystosowany do pomiarów zmian wartości siły ciężkości działającej na masę jednostkową.

38. Metoda prac polowych.

W celu wykrycia i rozpoznania struktur geologicznych stosuje się następujące prace pomiarowe: rekonesansowe regionalne, pół szczegółowe i szczegółowe. Zdjęcia rekonesansowe prowadzi się w terenach całkowicie nierozpoznanych pod względem charakteru pola grawitacyjnego. Zdjęcia regionalne stanowią dalszy etap prac pomiarowych i mają zwrócić uwagę na regionalną budowę geologiczną badanego regionu. Prace pół szczegółowe i szczegółowe prowadzi się w celu wykrycia lokalnych struktur geologicznych.

39. Specjalne, względne pomiary siły ciężkości.

Prowadzimy je na obszarach dużych basenów wodnych, w powietrzu i w otworach wiertniczych przy pomocy grawimetrów morskich dzielących się na: grawimetry denne i pokładowe. Pierwsze mają taką samą budowę jak zwykłe grawimetry. Zaopatrzone w urządzenia do zdalnego poziomowania, aretażu i odczytu. Pokładowe służą do pomiaru na pokładach statków

40. Pomiar drugich pochodnych potencjału siły ciężkości.

Mierzymy drugie pochodne potencjału siły ciężkości: W_xz, W_xy, W_zz, W_xy, W_Δ. Pierwsze dwie służą do wyznaczenia poziomego gradientu siły ciężkości, kolejna do pionowego gradientu siły ciężkości, a ostatnie do wyznaczenia wielkości krzywiznowego gradientu. Mierzy się za pomocą grawimetru na dwóch stanowiskach umieszczonych nad sobą w pionie. Idea pomiaru: podstawowy element wagi to belka pomiarowa, na której umocowane są masy bezwładne, zawieszone na różnych poziomach.

41. Poprawka topograficzna siły ciężkości.

Dotyczy rzeźby terenu Δg_t, uwzględnia pionowe składowe siły przyciągania mas tworzących rzeźbę terenu otaczającego punkt pomiarowy (obszar uwzględniony do 20-30km od punktu pomiarowego). Metoda klasyczna polega na zastosowaniu diagramu służącego do wyznaczenia z pokładu topograficznego lub przez niwelację terenu do średnich wysokości mas topograficznych wypełniających sektory pierścieniowe, na które został tym diagramem podzielony teren otaczający punkt pomiarowy. Oblicza się składowe dla elementów walcowych, pierścieniowych, i ta poprawka jest sumą wszystkich poprawek elementarnych. W praktyce korzysta się z nomogramów lub tablic korelacyjnych.

42. Poprawka wolnopowietrzna.

Im wyżej nad poziomem morza lub przyjętym poziomem odniesienia leży punkt pomiarowy tym mniejsza jest w nim siła ciężkości. Należy więc do zmiennej siły ciężkości wprowadzić poprawkę, która uwzględnia zmniejszenie siły. Poprawka ta uwzględnia tylko wysokość leżącą nad punktem poziomu odniesienia, nie uwzględnia mas leżących pomiędzy poziomem odniesienia a tym punktem.

43. Poprawka Bougera.

Po uwzględnieniu rzeźby terenu punkt pomiarowy pozornie znajduje się na powierzchni kompleksu utworów, który od góry ograniczony jest płaszczyzną poziomą przechodzącą przez punkt pomiarowy a od dołu poziomem morza lub przyjętym poziomem odniesienia również będący płaszczyzną poziomą. Miąższość tego kompleksu nie musi być uwzględniana ponieważ jest zawsze dużo mniejsza od promienia ziemi. W takim ujęciu punkt pomiarowy leży na powierzchni płyty płaskorównoległej, której składowa pionowa siły przyciągania zwiększa w nim wartość siły ciężkości.

44. Poprawka luni - solna.

Uwzględnia składową pionową sił lunisolarnych w punkcie pomiarowym, które związane są z działaniem ciał niebieskich (słońce i księżyc). Z działaniem sił związane są przepływy i odpływy morza. Wyprowadzamy je za pomocą roczników astronomicznych dla momentu pomiaru w punkcie P w danym momencie.

45. Anomalie siły ciężkości i drugich pochodnych.

Anomalia siły ciężkości w punkcie na poziomie odniesienia jest to różnica między zmierzoną wartością siły ciężkości g₀ zredukowaną do poziomu odniesienia a wartością normalną siły ciężkości γ₀ w tym punkcie : Δg₀=g₀-γ₀

46. Grawimetryczne metody wyznaczania gęstości skał.

Specjalne pomiary dotyczą pomiarów na dnie oceanów, z powietrza, w górnictwie podziemnym, w geofizyce wiertniczej. Do pomiarów potrzebne są odpowiednie przyrządy. Przy metodach otworowych - grawimetr otworowy strunowy, który pozwala na wyznaczenie gęstości utworów na całym przekroju

47. Interpretacja geofizyczno - geologiczna zdjęć grawimetrycznych. Interpretacja zdjęć grawimetrycznych.

Zdjęcia grawimetryczne to zbiór wyników pomiarów siły ciężkości. Zmierzony rozkład anomalii siły ciężkości jest superpozycją występujących na danym terenie anomalii lokalnych i regionalnych. Ma to wpływ na zniekształcenie rzeczywistego rozkładu anomalii lokalnych siły ciężkości. Rzeczywisty rozkład jest istotny dla celów poszukiwawczych i rozpoznawczych środków geologicznych. Stosuje się specjalne metody w celu odniesienia wpływów regionalizmu lub w celu wyodrębnienia anomalii lokalnych z pola anomalii pomiarowych.

48. Izostacje.

Od wielu lat prowadzi się badanie związków pomiarowych anomalii siły ciężkości z budową skorupy ziemskiej. Pozwala to na wyjaśnienie pochodzenia kontynentów, wulkanizmu, trzęsień ziemi. Zakłada się teorię równowagi izostatycznej, co oznacza, że na pewnej głębokości pod powierzchnią ziemi występują powierzchnie wyrównanego ciśnienia nie zależnie od tego czy element jest pod oceanem lub doliną.

---