Zestaw 10

1) Wzbudzona promieniotwórczość skał

Polega na bombardowaniu jąder strumieniem rozpędzonych cząstek elementarnych (neutronami) lub poddaniu skał działaniu promieniowania γ. Zderzenia które zachodza są sprężyste (przy niewielkich energiach cząstek padających) i niesprężyste. Neutron przekazuje energie na jądro. Gdy neutron zderza się z jądrem zachodzi rozproszenie oraz wychwyt neutronów przez jądro

Rozproszenie:

- Neutron przekazuje jądru energię a sam traci energię wewnętrzną

- Na skutek oddziaływania mogą one zmieniać kierunek swojego ruchu a także energię.

Jądra trwałych izotopów wchodzących w skład skały pod wpływem neutronów bombardujących staja się promieniotwórcze. Rozpadają się na izotopy promieniotwórcze.

Po rozpadzie cząstki te emitują promieniowanie α β γ.

Ze zmian natężenia promieniotwórczego czasie określa się okres połowicznego rozpadu aktywnego izotopu i dzięki temu ustala się jego obecność danym ośrodku.

Na podstawie znajomości promieniowania izotopów i reakcji zachodzących można wnioskować o reaktywności w skałach wyjściowych trwałych izotopów

2) Drugie pochodne potencjału siły ciężkości i ich nazwy, jednostki

Drugie pochodne potencjału oznaczone symbolem W_xz, W_yz wyrażaja zmienność albo szybkość zmiany składowych siły ciężkości w kierunku odpowiednich osi współrzędnych

W_xz Zmienność g w kierunku osi x

W_yz Zmienność g w kierunku osi y

Drugie pochodne mierzy się wagą skręceń i nazywają się poziomymi gradientami siły ciężkości przyjmując kierunek pionu za identyczny z osią z

W_z=δW/δZ = g - gradient pionowy

W_xz =δg/δx =δ²W/δxδz

W_yz =δg/δy =δ²W/δyδz

Wartość W_xz W_yz można rozpatrywać jako składowe wzdłuż osi x i y całkowitego gradientu poziomego G

W_xz =Gcosα

W_yz = Gsinα

G= pierw(W²_xz+W²_yz) rysunek

Azymut gradientu tgα =W_yz/W_xz

Jednostki:

Gradient siły ciężkośći jest 1/s² ze względu na praktykę przyjęto jednostkę 10⁹ razy mniejszą i nazwano ją ETWESZEM (E) Gradient 1E odpowiada zmianie siły ciężkości o 0,1 mGal na 1km Wymiar g podaje się w cm/s²

3) Metoda polaryzacji wzbudzonej

Polega ona na wykorzystaniu zjawiska chwilowej polaryzacji utworów skalnych wywołanej przepływem impulsu prądu elektrycznego. Efekt elektryczny spolaryzowanych w taki sposób utwory geologiczne generują zanikający w czasie prąd elektryczny. Prąd tem noże być obserwowany na powierzchni. Ponieważ obiekty te w zależności od swojej budowy i składu oraz od budowy geologicznej otoczenia dają źródła i różnej wielkości natężenia pola elektrycznego to pomiar i analiza ich działania daje podstawowe informacje o budowie geologicznej.

Intensywnośc polaryzacji wyraża się wartością współczynnika polaryzacji μ i zależy od budowy składu i rozmiarów oraz czasu pomiaru i głębokości przenikania prądu przenikającego.

Wykonuje się to wprowadza się do środowiska prąd elektryczny polaryzujący na mniejszej lub większej głębokości. Przeprowadza się w ten sposób selektywne badanie głębokościowe

Mierzy się:

- Natężenie prądu…..

- Spadek napięcia

- Zanikający w czasie t spadek potencjału V_rt zarejestrowany po włączeniu impulsu przez ok. 1min

Na podstawie pomiarów dla danego rozstawu r i czasu t oblicza się podstawowa wielkość współczynnika polaryzacji pozornej μ_rt =V_rt/V_r * 100%

V_rt - wielkość spadku napięcia zmierzonego dla rozstawu r oraz czasu przebiegu procesu t mierzonego od momentu wypełnienia impulsu prądu I

4) Zdjęcia grawimetryczne

- Zdjęcie grawimetryczn jest to całość wykonywanych pomiarów grawimetrycznych na danym obszarze. Podstawowym typem zdjęcia grawimetrycznego jest:

- Zdjęcie powierzchniowe daje najbardziej pełny obraz anomali siły ciężkości badanego obszaru Pomiary te wykonuje się w punktach mniej lub bardziej rozmieszczonych równomiernie.

- Zdjęcie profilowane jest dokonywane wzdłuż wytypowanych tras.

Aby zwiększyć dokładność stosuje się

- Grawimetry o wysokiej dokładności wskazań

- Wielokrotne powtarzanie pomiaru

- Jednoczesne pomiary kilkoma grawimetrami przy możliwie szybkim ich transporcie z jednego do drugiego punktu pomiarowego

Zdjęcie grawimetryczne prowadzi się w dwuch etapach

- Wykonuje się pomiary w punktach sieci podstawowej

- Wykonuje się pomiary w punktach sieci wypełniającej

Zdjęcie wypełniające - pomiary kontrolne prowadzi się w celu sprawdzenia prawdziwości uzyskanych wyników i działania grawimetru oraz w celu określenia średniego błędu pomiarów siły ciężkości w punktach wypełniających

Rodzaje zdjęć grawimetrycznych:

W zależności od celu poszukiwań grawimetrycznych

- zdjęcia regionalne: Ogólne poznanie charakteru anomali siły ciężkości na danym terenie można z nich wnioskować jaka jest budowa geologiczna badanego rejonu oraz wyznaczyc obszary bardziej interesujące do dokładniejszego zbadania. Do badania stosuje się siatkę równomiernie rozmieszczonych punktów pomiarowych oddalonych od siebie o 4000mJedynie duże jednostki geologiczne stanowią podstawę przy dokonywaniu dalszych prac geofizycznych.

- zdjęcia pół szczegółowe Wykrywa się nimi formy strukturalne takie jak synklina antyklina uskoki które mogą być związane z występowaniem surowców mineralnych. Punkty pomiarowe rozrzucone sa w miarę równomiernie w odległości 400-1000m Wykonuje się ja w celu rozpoznania obszaru anomalii i interpretacja geologiczna.

- zdjęcia szczegółowe stosuje się je do wykrycia mniejszych struktur geologicznych lub wyznaczenia ich kształtu i głębokości wystepowania oraz do bezpośrednich poszukiwań i rozpoznania złóż dzieli się je w zależności od rozmieszczeni punktów pomiarowych

- profilowane kiedy obiekt ma zdecydowanie wydłużoną formę

- powierzchniowe wykonywane nad obiektami których wymiary podłużne niewiele różnią się od poprzednich Do ich wykonania stosujemy grawimetry wagę skręceń gradienmetry. Odległość punktów pomiarowych zależy od rozmiarów badanego obiektu głębokości zalegania i aparatury pomiarowej. Odległość wacha się w granicach 100-1000m w szczególnych przypadkach poniżej 50m

7) Co to jest fala przemienna i jak powstaje.

Fala przemienna powstaje na granicy dwóch ośrodków sprężystych padając na powierzchnię graniczna fala podłużna P powoduje powstanie oprócz fali odbitej i załamanej tego samego typu PP także fali poprzecznej odbitej i załamanej. Sa to fale przemienne typu SP wzbudzone przez padającą falę poprzeczną S

Fale przemienne ze względu na trudności z ich identyfikacją zalicza się do fal szkodliwych

8) W jakich warunkach geologicznych nie stosujemy metod grawimetrycznych elektrycznych sejsmicznych

Metoda elektryczna własności decydujące o tej metodzie

oporność, przenikalność elekytyczna, przenikalność magnetyczna zdolność skał do polaryzacji.

Nie stosuje się jej gdy

- skały nie tworzą własnych źródeł pola magnetycznego

- brak zróżnicowanego oporu skał w polu prądu stałego

- parametry skał są niedostatecznie zróżnicowane w zmiennym polu elektrycznym

Metoda sejsmiczna aby ją stosować ośrodek musi być stały i warstwowy

Metody grawimetryczne nie stosujemy tej metody gdy badamy utwory na dużych głębokościach wraz ze wzrostem głębokości anomalie robią się bardziej płaskie i rozległe

5) Aparatura w sejsmice powierzchniowej

Kanał sejsmiczny geofon wzmacniacz rejestrator zegar drukarka komputer

6) Sejsmika górnicza

Dział geofizyki wykorzystujący fale sejsmiczne w celu lokalizacji i charakterystyki złóż kopalin użytecznych. Polega na sztucznym wzbudzaniu fal (kafar lub wibrator) Analiza prędkości rozchodzenia się fal sejsmicznych w konkretnym obszarze wraz z badaniem cech dynamicznych tych fal umożliwiają wyciąganie jakościowych wniosków dotyczących litologii i tektoniki warstw. Wykorzystuje się w tej metodzie fakt że granice warstw można uważać za granice między ośrodkami sprężystymi na których fale załamują się odbijają i zmieniają swoją prędkość.

8) Metody pomiaru i obliczeń prędkości średniej w górotworze Zbiorczy wykres prędkości Sejsmometria

Sejsmometria (profilowanie prędkości w górotworze głębokim)

Aby wyznaczyć prędkość średnią w górotworze wiercimy otwór ok. 3km stosuje się sondę geofonowi ( rura na której osadzone ś baterie geofonów) Pomiar zaczynamy od dna otworu a drgania wzbudzamy za pomoca kafara)

H_red = h-h_śr +r +Δh

T_pion = (h_red/pirw(h²_red+d²))t_rej

V_śr = h_red/t_pion

Δh - różnica między h_śr a pozoimem odniesienia

d- odległośc między otworem głębokim a otworem sygnałowym

t_rej -czas zarejestrowany

t_pion -czas pionowy po głębokości h_red

OG -odwiert głęboki

Zjawisko refrakcji Jak powstaje fala refrakcyjna warunki konieczne do powstania fali refrakcyjnej prędkość pozorna

Fala refrakcyjna - fala rozchodzi się w ośrodku warstwowym całkowite wewnętrzne odbicie Fala odbija się w pewnej części pod pewnym kontem a część pod kątem 90

Powstanie fali refrakcyjnej rys

Warunek refrakcji sini=V₁/V₂ , V₂>V₁ ośrodek warstwowy

Hodograf fali refrakcyjnej (linia prosta która nigdy nie zaczyna się w punktcie 0)

Prędkość pozorna - jest to prędkość fali obliczona na drodze pozornej Δx między punktem PW a punktem PO można ją również obliczyć z nachylenia hodografu rys

Równanie fali refrakcyjnej

t= (xsinα/V₁)+t_o gdzie t_o= 2hcosi/V₁

α = i+φ

φ - kąt upadu warstwy

Sposób obliczenia i wprowadzenia poprawki dynamicznej w sejsmice refleksyjnej co otrzymujemy po wprowadzeniu tej poprawki co ulega zmianie Dodajemy czy odejmujemy poprawki

Poprawka dynamiczna (prostowanie hodografu) służy do przeliczania czasu rejestracji na czas podwójny pionowy. Poprawiony czas odejmujemy od hodografu aby otrzymać linię prostą.

Jęzeli V jest prędkością w jednorodnym osrodku powyżej granicy refleksji to fala wzbudzona punkcie S dojdzie do granicy i wróci na powierzchnię w punkcie x w przeciągu czasu T

t= (1/V)pierw(4z²+x²) t- czs rejestrowany z - głębokość granicy zalegania x - odległość geofonu od punktu sygnałowego V- prędkośc średnia do głębokości z

Jeżeli od czasu określonego poprzednim wzorem odejmiemy czas t_o zarejestrowany przy x=0 uzyskamy poprawkę dynamiczną dla punktu leżącego w odległości x od punktu strzałowego

Schemat wprowadzenia poprawek dynamicznych

Wprowadza się je na każdy punkt strzałowy i punkt odbioru Na resztę punktów poprawki SA interpolowane.

- poprawka dynamiczna ulega zmianie podczas rejestracji

-dowiązuje się do punktu który leży najbliżej punktu wzbudzenia rys

Poprawki statyczne w sejsmice refleksyjnej w jakich punktach i dlaczego je wprowadzamy Co uwzględniają Jakie parametry należy wyznaczyć dla ich wzbudzenia Dodajemy czy odejmujemy

Poprawki statyczne nie zaleza od czasu rejestracji oblicza się je oddzielnie dla każdego kanału Jej źródłem są elementy budowy górotworu Składa się z

- poprawki topograficznej Δtop

- poprawki na strefę małych prędkości Δtsmp

Wprowadzamy na wszystkie PO i PW

Δts= Δtop+ Δtsmp

-poprawkę odejmujemy od czasu rejestracji na każdej trasie

- Należy rzutować punkt strzałowy i odbiornika na pewną poziomą płaszczyznę odniesienia Im większa jest różnica między punktem odniesienia a stanowiskiem tym poprawka większa

Rys

Z_s wysokość terenu nad punktem wzbudzenia

Z_d - wysokość poziomu odniesienia

G- głębokośc otworu strzałowego

Z_r wysokość w punkcie odbioru

H₁ - miąższośc strefy małych prędkości

V₁ prędko…ść w strefie małych prędkości

V₂ =prędkość poniżej strefy małych prędkości

Poprawka na punkt wzbudzenia t_s=(h₁-g/v₁)+(z_s-z_d-h₁/v₂)

Poprawka poniżej strefy małych prędkości t_s=(z_s-z_d-h₁)/v₂

Poprawka n punkt odbioru t_r=(h₁/h₂)+(z_r-z_d-h₁)

Rys

Metoda mikrosejsmokarotażu (mikroprofilowanie prędkości)

Metoda ta należy do pomiarów sejsmicznych wykonywanych w głębszych otworach strzałowych. Wzbudzenie energii odbywa się w otworze strzałowym przez detonację ładunku. Czas przebiegu fali bezpośredniej rejestrujemy za pomoca geofonu umieszczonego przy ujściu otworu i połączonego z przenośną aparaturą rejestrującą Wykres ma charakter hodografu pionowego Jego interpretacja pozwala na wydzielenie warstwy małych prędkości

Rys.

Schematy obserwacji stosowane w sejsmice refrakcyjnej Na czym polegają jakie hodografy otrzymujemy w poszczególnych schematach.

Sondowanie refrakcyjne- polega na obserwacji tego samego odcinka profilu w przeciwnych kierunkach Czas obserwacji w obydwu kierunkach jest taki sam Otrzymujemy hodografy zbierzne w przeciwnych kierunkach obserwacji Hodograf fali bezpośredniej Pomiar z upadem i podupad

Rys schematy do stosowania w sondach refleksyjnych

Profilowanie (złożenie wielu sondowań) zapewnia ciągłą obserwację Otrzymujemy hodografy zbierzne i nabierzne Nabierzne otrzymujemy obserwując ten sam odcinek z różnych odległości Mają one gałęzie równoległe przesunięte o czas t

Zabużenia przebiegu hodografu Jeżeli źródłem zabużeń jest morfologia granicy załamującej morfologia terenu lub obecność strefy małych prędkości wówczas zaburzenia pojawiają się na obu gałęziach hodografu zbierznego i nabieranego. Jeżeli Zaburzenie jest na jednej gałęzi wówczas jego źródłem może być interferencja fal refrakcyjnych

Anomalia siły Ciężkości

Anomalia siły ciężkości Jest to różnica pomiędzy wartością siły ciężkości pomierzoną zredukowaną do poziomu odniesienia a wartością normalna w danym punkcie.

Δgo=g_o-γ₀

g_o siła ciężkości zredukaowan Ado poziomu odniesienia

γ₀ normalna siła ciężkości obliczona na poziomie odniesienia

- anomalie odzwierciedlają rozkład gęstości mas skalnych występujących w skorupie ziemskiej

- przedstawiamy ją graficznie lub za pomocą izolinii

- anomalia ujemna wystepuje wtedy gdy gęstość utworu jest mniejsza niż otoczenia

- anomalia dodatnia występuje gdy gęstośc utworu jest wieksza niż gęstośc otoczenia

- z rozkładu anomali próbuje się określić kształt głębokośc zalegania wielkość obiektu geologicznego który ta anomalie wywołał

- anomalia wodno powietrzna Δg'_o=g'_o- γ₀ => g'_o=g+ Δgh+ Δgt

- Anomalia Bougera Δg''_o=g''_o- γ₀ => g''_o=g+ ΔgB

Δgh- poprawka wolnopowietrzna

Δgt- poprawka topograficzna

ΔgB- redukcja Bougera (suma 3 poprawek)

g -zmienna wartość siły ciężkości na powierzchni fizycznej ziemi

ΔgB=(0,3086-0,04187g)h+ Δgt+ Δgh +Δgp

- anomalia ujemna wystepuje wtedy gdy gęstość utworu jest mniejsza niż otoczenia

- anomalia dodatnia występuje gdy gęstośc utworu jest wieksza niż gęstośc otoczenia

Poprawki w sile ciężkości

wartość siły ciężkości zależy od

- Poprawka topograficzna siły ciężkości Δgt[Gal] uwzględnianierówności teranu wokół punktu pomiarowego

- poprawka wodno-powietrzna Faye'a Δgh

Δgh=0,3086h - redukuje wpływ wysokości punktu pomiarowego na wynik pomiaru

ze wzrostem wysokości maleje siła ciężkości Poprawkę dodajemy

- poprawka uwzględniająca przyciąganie warstwy Δgp[mGal]

Δgp=0,04187δh poprawka ta redukuje efekt przyciągania mas zawartych między poziomem geoidy na którym pomiar się redukuje a poziomem punktu pomiarowego. Pionowa składowa skierowana w dół zwiększa pomiar dlatego zawsze ja odejmujemy

Zakładamy że warstwa pośrednia tworzy płytę płasko równoległąograniczoną od dołu poziomem odniesienia a od góry poziomem punktu pomiarowego Zaniedbujemy krzywiznę linii

- poprawka lunisolarna Uwzględnia wpływ oddziaływania ciała niebieskiego Siła ciężkości w każdym punkcie pow.ziemi ulega okresowym zmianom pod wpływem księżyca i słońca które zmieniają swoje położenie w stosunku do rozpatrywanego punktu np. księżyc ma większy wpływ na pomiar iż słońce pomiary mogą być obarczone błędem 0,3mGal w zależności od położenia ciała niebieskiego Δg=-(kM)/r²₂cosz₂+ (kM)/r²₁cosz₁ do pomiarów stosujemy grawimetry dwuliniowe Grafa i wordena

- poprawka izostatyczna obszar przekompensowany np. oceankę odejmujemy

Obszar niedokompensowany np. góry poprawke dodajemy Uwzględnia ona istnienie lub brak równowagi izostatycznej

Siła Ciężkosci

Siła zależna od masy , działająca na ciało które znajduje się w polu grawitacyjnym Ziemi. Wypadkowa siły oddziaływania grawitacyjnego a także sił bezwładności związanych z obrotem ziemi. Główną jej składową jest siła przyciągania ziemskiego nadająca wszystkim ciałom spadającym swobodne przyspieszenie zwane przyspieszeniem ziemskim g

Przyspieszenie ziemskie natężenie pola grawitacyjnego. Stosunek siły grawitacyjnej do masy ciała przyciąganego g=F/m Na równiku jest największe

Normalna siła Ciężkości na powierzchni odniesienia

γ_o = - (dw/dn) w-potencjał natężenia pola, n- normalna do pow. Sferoidy skierowana na zewnątrz γ₀ = γ_a(1+βsin²φ+ β₁sin²2φ)

γ₀ normalna siła ciężkości na powierzchni odniesienia na szerokości geograficznej φ

γ_a wartość normalnej siły ciężkości na równiku

φ- szerokość geograficzna

grawimetria

Grawimetria - Metoda geofizyki stosowanej oparta na pomiarze anomalii siły ciężkości które są wywołane przez niejednorodny rozkład mas skalnych w ośrodku geologicznym Każda forma geologiczna powoduje zmianę siły ciężkości wykorzystuje się ja w wykrywaniu złóż małych form tektonicznych erozyjnych

Mikrograwimetria

Dział zastosowań grawimetrii do celów górnictwa i budownictwa i archeologii Zajmuje się badaniem tektoniki nieciągłej małego zasięgu Zdjęcia grawimetryczne polegają na bardzo dużym zagęszczeniu pomiarów przy wysokiej dokładności

Grawimetr

Bardzo czuły dynamometr przystosowany do pomiarów zmian wartości siły ciężkości działającą na masę jednostkową m=1 służy do wyznaczania Δg czyli do pomiarów względnych

Redukcja pomiarów grawimetrycznych

Pomiary grawimetryczne dzielimy na

-bezwzględne (absolutnej wartości g)

-względne( pomiar różnicy między punktami pomiarowymi)

Redukcja polega na zastosowaniu poprawek dla każdego punktu pomiarowego (przeliczanie wartości na poziom odniesienia

- Poprawka topograficzna siły ciężkości Δgt[Gal] uwzględnianierówności teranu wokół punktu pomiarowego

- poprawka wodno-powietrzna Faye'a Δgh

Δgh=0,3086h - redukuje wpływ wysokości punktu pomiarowego na wynik pomiaru

ze wzrostem wysokości maleje siła ciężkości Poprawkę dodajemy

- poprawka uwzględniająca przyciąganie warstwy Δgp[mGal]

Δgp=0,04187δh poprawka ta redukuje efekt przyciągania mas zawartych między poziomem geoidy na którym pomiar się redukuje a poziomem punktu pomiarowego. Pionowa składowa skierowana w dół zwiększa pomiar dlatego zawsze ja odejmujemy

Podstawowe wartości dodtycząsce ziemskiego pola siły ciężkości

Siłą Grawitacji - siłą z jaką przyciągają się dwie masy m₁m₂ znajdujące się w odległości r zgodnie z prawem Newtona F=k(m₁m₂)/r [N] k-stała grawitacji

Natężenie pola grawitacji

Stosunek siły grawitacji do masy ciala przyciąganego M=F/m

Siłą odśrodkowa

Siła działająca na każde ciało w skutek ruchu obrotowego ziemi C=mw²Rcosφ

Siła ciężkości

Jest sumą siły grawitacji F i siły odśrodkowej C

Poziom odniesienia

Geoida jedna z powierzchni potencjalnych ( ziemskie pole ciężkości ) wybrana i uśredniona n poziomie mórz i oceanów Powierzchnia geoidy jest nierówna i niejednorodna dlatego stosuje się model geoidy zakładając 1.model matematyczny sferoida obrotowa 2.skały wewnątrz kuli ziemskiej są jednorodne koncentrycznie

Pozoim odniesienia normalna siła ciężkości obliczana jest na powierzchni geoidy Jest prostopadła i działa zgodnie z promieniem wodzącym

Powierzchnia ekwipotencjalna

Powierzchnia gdzie każdy potencjał ma taką sama wartość Kierunek działania siły ciężkości jest w każdym punkcie pola ekwipotencjalnego prostopadły

Koncentryczna jednorodność - gęstośc wzrasta w sposób ciągły od powierzchni ku wnętrzu

Undulacja geoidy

Jest to odchylenie geoidy od przyjętej powierzchni odniesienia Znak i wielkośc ondulacji zależy od powierzchni odniesienia

Rodzaje undulacji

-kontynentalna jest spowodowana niejednorodnościami rozkładu mas w skorupie ziemskiej płaszczu ziemi

- regionalne związane z regionalnymi strukturami geologicznymi oraz ondulacje granicy skorupa zewnętrzna - płaszcz ziemi

- Lokalne związane z lokalnymi niejednorodnymi strukturami geologicznymi występującymi w najbardziej zewnętrznej części skorupy ziemskiej

Metoda geoelektryczna

Badamy przy

- przy użyciu prądów stałych i zmiennych

- badanie fal elektromagnetycznych rozchodzących się w górotworze

Metody:

Prądu stałego radiofalowe radarowa

Metoda prądu stałego

Używa się 4 elektrod rozmieszczonych profilu pomiarowym dwóch elektrod prądowych oraz dwóch elektrod pomiarowych. Zachowuje się stałe odległości pomiędzy elektrodami Po dokonaniu pomiaru prądu i napięcia oblicza się opór pozorny

Metoda radiofalowa

Służy do poszukiwania złóż metalicznych oraz do określenia stopnia zawodnienia Wykorzystuje się tutaj związki pomiędzy propagacją fal elektromagnetycznych w ośrodku a jego parametrami elektrycznymi. Rozchodzenie się fal elektromagnetycznych zalezy od dielektrycznej i magnetycznej przenikalności ośrodka oraz od przewodności ośrodka. Nadajniki i odbiorniki w odległości znacznie większej niż długość fali EM

- metoda porównywania metoda tukowa

Sejsmoakustyka

Emisja akustyczna - zjawisko generowania w skałach fal sprężystych w czasie zachodzących w nich procesów które są wynikiem istnienia w nich odkształceń niesprężystych i stanów niestabilnych towarzyszących procesowi deformacji skał Dostarcza nam informacji o:

- procesach pękania skał, rozpoznania zagrożenia tąpaniami ,stabilność skał

Metody:

- Obserwacje ciągłę stacjonarne Parametry emisji wyznacza się w kolejnych niezależnych przedziałach czasu metoda bierna

- obserwacje emisji wzbudzonej strzelaniem metoda aktywna Rejestrując doraźne wielkości emisji przed odpaleniem po odpaleniu ładunku może określić wielkość zagrożenia

Cechą metody sejsmoakustycznej jest możliwość wyznaczenia położenia źródła sygnału.

Czujniki montuje się na obrzeżu obszaru w którym przypuszczalnie nastapi emisja sejsmoakustyczna

Źródła emisji sejsmoakustycznej

Powstanie sygnału sejsmoakustycznego jest zjawiskiem mechanicznym i najczęściej jest wywołane deformacją i pękaniem ośrodka może też być wywołane przemianami fazowymi

Sądowanie w głębokich otworach

Sejsmometria

Mikrosejsmokarotaż

Etapy wykonywania zdjęć grawimetrycznych

I etap pomiar w punktach podstawowych (sieci punktów podstawowych) I, II ,III klasy

Rzadko ale równomiernie rozmieszczonych na całym obszarze projektowanego zdjęcia. Punkty zakłada się w miejscach dostępnych i łatwych do zidentyfikowania W odniesieniu do wartości g w tych punktach ustala się ustala się wartości przyśpieszenia ziemskiego dla punktów pomiarowych sieci niższej klasy

II etap prowadzi się pomiary w punktach sieci wypełniającej np. (1-18) o potrzebnej gęstości punktów obserwacyjnych na danym zdjęciu Odległość między punktami sieci podstawowej przyjmuje się 10-krotnie większą niż niż między punktami sieci wypełniającej

Sieć podstawową wprowadza się w celu:

Wyeliminowaniu możliwości sumowaniu się błędów wielu kolejnych pomiarów

Zapewnieniu kontroli działania grawimetru

Właściwego przeniesienia z punktów sieci na punkty wypełniające

Ziemskie pole siły ciężkości

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 B natężenie siły ciężkości δ=F+D

Zakłada się że jeżeli ziemia w przybliżeniu jest kulą o środku O w którym umieszczony został początek przestrzennego układu współrzędnych to osie x y tego układu leżą w płaszczyźnie równika a oś z skierowana została w zdłuż osi obrotu ziemi

Metoda Georadarowa

W metodzie tej prowadzi się pomiary na ogół przemieszczając aparaturę nadawczo odbiorczą w zdłuż profili wyznaczonych w terenie lub w zdłuż wyrobisk górniczych w kopalni

Dąży się do zarejestrowania refleksów od granic odbijających lub od innych ciał wytwarzających pole dyfrakcyjne Zakres głębokościowy penetracji fal jest niewielki (do kilkunastu metrów) zatem metodę można stosować do poszukiwania płytko występujących obiektów metalowych lub granic zmian wilgotności w gruncie.

Wykorzystuje się tutaj związki pomiędzy propagacją fal elektromagnetycznych w osrodku a jego parametrami elektrycznymi.

Rozchodzenie się fal elektromagnetycznych w górotworze zależy od magnetycznej przenikalności ośrodka i od przenikalności.

W wyniku tej metody otrzymujemy echogramy na których rejestrowane są zmiany w przebiegach skorelowanych impulsów radarowych wywołanych pęknięciami

Sejsmologia Górnicza

Zajmuje się metodami obserwacji wstrząsów górniczych opracowaniem i interpretacją zapisów sejsmologicznych wykorzystujących w dużej mierze aparat teoretyczny oraz doświadczenia pomiarowe uzyskane w badaniach nad trzęsieniami ziemi.

Różne rodzaje działalności człowieka mogą powodować wystepowanie sejsmiczności Działalnośc ta spowodowac może naruszenie równowagi w górotworze co w konsekwencji może doprowadzić do dynamicznego wyzwolenia akumulowanej energii odkształcenia i powstania wstrząsu połączonego z nagłym przyrostem deformacji.

Zaburzenia równowagi w górotworze są wynikiem:

- wypełnienia zbiorników wodnych o wysokim współczynniku spiętrzenia wody

- wtłaczania cieczy w strefy uskokowe

-naprężeń termicznych

Podziemnych eksplozji jądrowych

Eksploatacji podziemnej i odkrywkowej.

Termiczne właściwości skał

Charakteryzują się :

Współczynnikiem przewodności cieplnej jest odwrotnością oporności włściwej

Cieplną opornością właściwą zdolnośc skał do przekazywania ciepła [mh^ockcal] zależy od gęstości wilgotności przepuszczalności stanu nasycenia medium nasycającego temperatury

Maleje ze wzrostem gęstości i wilgotności skał jest tym mniejsza im skały są bardziej wilgotne

Współczynnikiem przewodności temperaturowej „a” charakteryzuje prędkość zmian temperatury skał w wyniku pochłaniania ciepła Zależy od cieplnej oporności właściwej gęstości i cieplnej pojemności właściwej a=λ/cδ

Cieplną pojemnością właściwą charakteryzuje zdolność skał do gromadzenia energii cieplnej przy wymianie ciepla. Pojemność cieplna skał zmienia się w wynikiem przedziale od 0,15 do 0,5 kcal/kg⁰C

Zasada działania budowa i rodzaje grawimetr

Grawimetry służą do wyznaczania różnicy siły ciężkości między dwoma punktami Odbywa się to na zasadzie pomiaru siły ciężkości z siłą jakiegoś układu sprężystegoδg=(ł/m)(l₂-l₁)=cδl

ł - stała sprężyny, c-stał grawimetru

Rodzaje grawimetrów:

- statyczne pomiar sprowadza się zwykle do określenia niewielkiego przeniesienia masy lub do określenia kata skręcenia nici tonsyjnej

- astatyczne Moment obciążenia zwiększa się wraz z wychyleniem g₀ z położenia równowagi

Stosujemy grawimetry wodena scharpea greafa

Sejsmika geometryczna

Metoda którą wprowadzono do opisu metody rozchodzenia się fali w ośrodku niejednorodnym r=vΔt

I zasada Heigensa rozpatrujemy każdy punkt pola falowego jako źródło drgań i wówczas wokół punktu wykreśla się czoła fal elementarnych

II zasada FERMATA określa ekstremalny czas t przebiegu promienia sejsmicznego pomiędzy dwoma punktami które leżą w dwóch różnych ośrodkach

Padająca fala sprężysta wytworzona w jednym ośrodku po dojściu do granicy na której zmieniającą się własności sprężyste ośrodka stają się źródłem fal wtórnych Fale odbite i załamane mogą być przemienne Fala przemienna pada fala podłużna a odbija się jako poprzeczna lub odwrotnie

Promień sejsmiczny linia prostopadła do powierzchni falowej wzdłuż której przebiega umownie proces falowy czyli zjawisko przenoszenia się energii drgań.

Prawo Sibeliusa Kąt padania jest równy kątowi odbicia promień fali padającej odbitej i załamanej leżą w jednej płaszczyźnie prostopadłej do granicy dwóch ośrodków

Rodzaje fal

Fala kulista : na znacznych odległościach może być falą płaską

Fala poprzeczna: kierunek drgań cząstek jest prostopadły do kierunku rozchodzenia się fali

Oporność właściwa i pozorna

Oporność pozorna Opór mierzony e środowisku niejednorodnym nie jest oporem rzeczywistym tylko wypadkową oporów leżących na danym obszarze Jedynie w środowisku jednorodnym opór pozorny = oporowi rzeczywistemu

Opór pozorny nie zależy od natężenia źródła elektrycznego dlatego tez jest szeroko wykorzystywany jako wielkość interpretacyjna

Metody pomiaru prędkości i obliczeń prędkości średniej w górotworze Zbiorczy wykres prędkości średniej

Metoda mikrosejsmokarotażu (mikroprofilowanie prędkości)

Metoda ta należy do pomiarów sejsmicznych wykonywanych w głębszych otworach strzałowych. Wzbudzenie energii odbywa się w otworze strzałowym przez detonację ładunku. Czas przebiegu fali bezpośredniej rejestrujemy za pomoca geofonu umieszczonego przy ujściu otworu i połączonego z przenośną aparaturą rejestrującą Wykres ma charakter hodografu pionowego Jego interpretacja pozwala na wydzielenie warstwy małych prędkości

Metoda refrakcji płytkiej Wykonywana bez wiercenia otworów fala rozchodzi się w ośrodku warstwowym całkowite wewnętrzne odbicie Fala odbija się w pewnej części pod pewnym kontem a część pod kątem 90 warunki refrakcji Warunek refrakcji sini=V₁/V₂ , V₂>V₁ ośrodek warstwowy

Pomiar gradientu pionowego siły ciężkości

Należy wykonać pomiary siły ciężkości na dwóch różnych wysokościach dokładnie w pionie Zmierzymy wówczas zmianę siły ciężkości (składowej pionowej na 1m wysokości Trudności tworzy takzwane zachowanie pionu przy zmianie wysokości pomiaru z h₁ na h₂ h₃ Stosuje się wierze triangulacyjne

Metoda procesu polaryzacji wzbudzonej

Metoda ta polega na wykorzystaniu chwilowej polaryzacji utworów skalnych wywołanej przepływem impulsu prądu elektrycznego Efekt elektryczny spolaryzowanych w taki sposób utworów geologicznych generujących w czasie prąd elektryczny może być obserwowany na powierzchni Ponieważ obiekty te w zależności od swojej budowy i składu oraz od budowy geologicznej otoczenia dają źródła o róznej wielkości natężenia pola elektrycznego to pomiar i analiza ich działania daje podstawowe informacje o budowie geologicznej Przewodnik jonowy jaki tworzą elektrolity wypełniające porowata skałę polaryzuje się objętościowo Przewodnik elektronowy polaryzuje się powierzchniowo

Profilowanie prędkości w ośrodku geologicznym

Profilowanie prędkości - w danej odległości x od odwiertu umieszcza się ładunki MW w odwiercie na głębokości z znajduje się geofon głębinowy Po odpaleniu MW rejestruje się czas przebiegu fali detonacyjnej do geofonu robi się tak dla każdego punktu. Po czym otrzymujemy czas przebiegu fali t/2 głębokość z i odległoś x Dokonuje się pmiary na różnych głębokościach geofonu i otrzymuje się szereg punktów które tworzą hodografy czasów obserwowanych

Ciągłe profilowanie prędkości jedna z podstawowych metod pozyskiwania informacji o prędkości Polega na pomiarze prędkości fal sejsmicznych przy stałej bardzo małej odległości źródła drgań od odbiornika Poprzez zapuszczenia w głąb otworu specjalnej aparatury.

Absolutne pomiary sily ciężkości ich metody cele aparatura oraz podstawy fizyczne

Metody bezwzględne polegają na określeniu wartości absolutnej g w danym punkcie kuli ziemskiej używane są metodami dynamicznymi gdy przyspieszenie siły ciężkości określa się na podstawie praw ruchu wahadła matematycznego lub swobodnego spadania ciał. Wahadłem matematycznym nazywamy układ złożony z masy punktowej m zawieszonej na nieważkiej nierozciągliwej nici

Metody sondowań elektrycznych

Podstawy fizyczne Metoda polega na wykorzystaniu różnic oporu właściwego następujących po sobie w pionie warstw Wzrastająca w procesie sądowań i podlegająca pomiarom rozpiętości obwodu elektrycznego utworzonego przez instalację elektryczną i skałę powoduje że obejmuje on coraz głębsze warstwy dzięki czemu zmienia się wielkość jego ogólnego oporu pozornego Pomiar oporu pozornego przy wzrastającej systematycznie względem układu powierzchniowego odległości między elektrodami zasilającymi.

Metody pomiarów mierzymy natężenie prądu w obwodzie zasilającym spadek napięcia w obwodzie pomiarowym, oraz wymiary całkowite układu pomiarowego ξ=k(v/i)

Podstawowym zadaniem interpretacyjnym jest określenie miąższości lub oporu właściwego kierunków ich rozciągłości Zasięg głębokościowy do 5 km

Parametry fali sprężystej

Fale sprężyste równanie ruchu fali δ(δσ²u/σt²)=(λ+2η)

U - wektor deformacji λ - stała Lamego η- modół sprężystości δ - gęstość ośrodka

Istnieje zależność pomiędzy prędkością fal sprężystych i naprężeniami Gdy fala jest prostopadła do naprężenia jego wpływ jest większy na prędkość niż gdy kierunek fali jest równoległy

Co to jest odkształcenie naprężenie

Naprężenie jest to wymiar sił wewnętrznych powstających w ciele pod wpływem siły zewnętrznych W danym punkcie naprężenie jest dane wzorem p=dF/ds. gdzie dF i ds. są to siły działające na nieskończenie mały element powierzchni przekroju ciała

Naprężenia dzielimy na normalne (działające w kierunku prostopadłym do powierzchni przekroju s)

Styczne ( działające w kierunku stycznym do powierzchni s)

Odkształcenie zmiana wzajemnych odległości między punktami ciała powstająca w wyniku naprężeń spowodowanych przez rozciągnięcie ściskanie zginanie

Wyróżniamy odkształcenia objętościowe (zmienia się objętośc ciała siły działają ze wszystkich kierunków) i postaciowe (siły działają w kilku kierunkach

---