1. Magnetyczne właściwości skał
2. Związek prędkości rozchodzenia się fal
sejsmicznych z własnościami sprężystymi
ośrodka skalnego
3. Co to jest sejsmologia (skale stosowane w
sejsmologii). Jak i czym przeprowadza się
oraz co rejestruje się w stacji sejsmologicznej.
4. Energia sejsmiczna w sejsmologii górniczej.
Co należy określić dla oceny zagrożenia
sejsmicznego i tąpań w kopalni.
5. Metoda stabilizacji pola (podstawy, metodyka,
zakres, interpretacja i prospekcja).
6. Ogólna interpretacja pomiarów
geoelektrycznych, zasady tej interpretacji.
7. Składowe natężenia siły ciężkości oraz jego
jednostki i ich wymiar.
8. Na czym polega rozchodzenie się fal
sejsmicznych i rodzaje fal sejsmicznych.
9. Sejsmika refleksyjna. Podstawy fizyczne.
Czas pionowy (równanie), interpretacja badań
i kształt hodografów.
10. Metody sejsmiki górniczej i interpretacja
badań.
11. Co to jest opór pozorny i właściwy
środowiska
12. Metoda ładunku elektrycznego (podstawy,
metodyka, zakres, interpretacja i
prospekcja).
13. Na czym polega istota wprowadzania
poprawki izostatycznej.
14. Właściaości fizyczne skał skał
15. Geoida, powierzchnia odniesienia.
16. Poprawka Bougera
1. Magnetyczne właściwości skał
Istotna jest znajomość podatności i pozostałości magnetycznej minerałów i skał, ponieważ łatwiej jest przeprowadzić interpretację jakościową pomierzonych anomalii magnetycznych. Można wtedy podać charakterystykę skał pod względem ich własności magnetycznych, w zależności od natężenia obserwowanych anomalii magnetycznych w określonych warunkach geologicznych ich występowania.
2. Związek prędkości rozchodzenia się fal
sejsmicznych z własnościami sprężystymi
ośrodka skalnego
Siły sprężyste powstające przy odkształcaniu elementu ciała są funkcją sześciu wielkości będących składowymi naprężeń. 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 vp i poprzecznych vs jest związana z modułami sprężystości w następujący sposób:
vp = √[E(1-ν)/(ρ(1+ν)(1-2ν))]
vs = √[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 (Zs = ρv)
3. Co to jest sejsmologia (skale stosowane w
sejsmologii). Jak i czym przeprowadza się
oraz co rejestruje się w stacji
sejsmologicznej.
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. Jednym z podstawowych zadań sejsmologii jest wyznaczenie położenia ogniska (hipocentrum) wstrząsu na podstawie zapisu fal sejsmicznych dochodzących do różnych stanowisk sejsmometrów w sieci sejsmologicznej.
4. Energia sejsmiczna w sejsmologii
górniczej. Co należy określić dla oceny
zagrożenia sejsmicznego i tąpań w kopalni.
Jest to energia fal sejsmicznych wypromieniowanych przez powierzchnię źródła. Wstrząsy górnicze charakteryzują się energiami sejsmicznymi E0>1⋅102J. Najsilniejsze z nich mają energię sejsmiczną E0>1⋅1011J. Energia sejsmiczna charakteryzuje procesy niszczenia górotworu i przemiany energetyczne. Pozwala wnioskować o objętości skał zaangażowania w te procesy w sytuacji, gdy ograniczona objętość górotworu poddana jest obciążeniom zewnętrznym, które prowadzą do dynamicznego zniszczenia pęknięcia struktury ośrodka. Energia sejsmiczna w niektórych przypadkach przekształca się w pewnym ograniczonym obszarze w energię kinetyczną będącą źródłem wstrząsów. Ta energia kinetyczna jest jedyną mierzalną formą energii związanej z procesem niszczenia struktury ośrodka. Stanowi ona od 0,001 do 0,01 energii wyzwolonej w czasie wstrząsu. Jest ona głównym parametrem określającym poziom aktywności sejsmicznej górotworu na której oparte są jakościowe i ilościowe kryteria oceny zagrożenia sejsmicznego i tąpaniowego.
5. Metoda stabilizacji pola (podstawy,
metodyka, zakres, interpretacja i prospekcja).
Jest to wykorzystanie właściwości rozchodzenia się impulsu prądowego o różnorodnym oporowo środowisku geologicznym - efekt naskórkowy. Zgodnie z tym efektem prąd impulsu elektrycznego podany w środowisko geologiczne na początku rozchodzi się tylko w jego naskórkowej części (istotna jest budowa przypowierzchniowa przekroju). 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 (rejestracja) przebiegu ustalania się (stabilizacji) tego procesu na odległość R=const, przy której może być rejestrowana interesująca nas głębokość. Obserwacja daje możliwość zbadania budowy przekroju na podstawie rozchodzenia się tylko jednego impulsu prądowego.
METODYKA
Jak wyżej, ale mierzy się impulsy elektryczne następujące w dowolnych odstępach czasu. Niezmienna wielkość rozstawu r. Pomiar: I, spadki napięć, amplitudy w funkcji czasu przebiegu impulsów.
INTERPRETACJA
Obraz warstwowanej budowy przekroju geologicznego. Zasięg do kilku metrów.
6. Ogólna interpretacja pomiarów
geoelektrycznych, zasady tej interpretacji.
Metody geoelektryczne - metody geofizyki stosowanej, zajmujące się pomiarami i wykorzystaniem naturalnych oraz sztucznych pól elektrycznych i pól elektromagnetycznych powstających lub rozchodzących się w górotworze, do celów poszukiwań geologicznych, badań geotechnicznych oraz w hydrogeologii i inżynierii środowiska. W skład metod geoelektrycznych wchodzą: metody, elektrooporowe.
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:
UMN - pomierzony spadek napięcia, IAB - natężenie prądu zasilającego elektrody, k - współczynnik zależny od geometrii układu pomiarowego.
Wartość oporu pozornego zależy od funkcji położenia ośrodka układu pomiarowego zależą od rozkładu oporu w ośrodku geologicznym i można ją modelować rozwiązując odpowiednie równania.
7. Składowe natężenia siły ciężkości oraz
jego jednostki i ich wymiar.
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: Fx, Fy, Fz, 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.
8. Na czym polega rozchodzenie się fal
sejsmicznych i rodzaje fal sejsmicznych.
W ośrodku, w którym rozchodzą się fale podłużne możemy wyróżnić strefy zagęszczenia i rozrzedzenia. Powierzchnię ograniczającą od zewnątrz strefę w której zachodzą przesunięcia nazywamy czołem fali lub frontem przednim, powierzchnię ujmującą od wewnątrz tą strefę nazywamy tyłem fali. Oba fronty fali rozprzestrzeniają się w ośrodku z jednakową prędkością vp, która zależy od własności sprężystych ośrodka. Wyróżniamy fale: a) fala podłużna (kierunek rozchodzenia się tej fali w danym ośrodku jest zgodny z kierunkiem drgań tworzących go cząsteczek), b) fala poprzeczna S (kierunek rozchodzenia się jest prostopadły do kierunku drgań cząsteczek. Fala ta rozchodzi się tylko w ciałach stałych), c) fala powierzchniowa L (fala rozchodząca się w cienkiej strefie w pobliżu powierzchni Ziemi), d) fala Rayleigha (w czasie przebiegu tej fali cząsteczki środowiska poruszają się w płaszczyźnie pionowej równoległej do kierunku ruchu), e) fala Love'a (w czasie przebiegu cząsteczki drgają w płaszczyźnie pionowej prostopadłej do kierunku ruchu).
9. Sejsmika refleksyjna. Podstawy fizyczne.
Czas pionowy (równanie), interpretacja
badań i kształt hodografów.
Sejsmika refleksyjna wykorzystuje sztucznie wzbudzane odbitych fal sejsmicznych. Fale te rozchodzą się we wszystkich kierunkach, trafiają do wnętrza Ziemi, ulegają odbiciu i zostają zarejestrowane na powierzchni Ziemi. Geofony znajdują się stosunkowo blisko źródła drgań, a czas rejestracji nie przekracza 6 sek od momentu wzbudzenia drgań.
Czas pionowy:
t - podwójny czas pionowy, tp - pojedynczy czas pionowy.
Czas potrzebny na dojście fali do geofonu zależy od: głębokości granicy odbijającej, odległości punktu wzbudzenia od geofonów, prędkości fali i budowy ośrodka skalnego. Wykres zależności czasu przejścia fali od odległości geofonu od źródła drgań nazywa się hodografem. Każdy hodograf refleksyjny ma kształt hiperboli. Znając czas odbicia zarejestrowany w punkcie wzbudzenia i jego gradient w tym miejscu można znaleźć miejsce odbicia na przekroju głębokościowym posługując się odpowiednim wykresem.
10. Metody sejsmiki górniczej i interpretacja
badań.
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.
Interpretacja - 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. 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 stanowi interpretacja hodografu fali refrakcyjnej zarejestrowanej od granicy płaskiej , nachylonej pod pewnym kątem α do powierzchni terenu. Mając wyznaczone prędkości przebiegu fali refrakcyjnej można wyznaczyć położenie granicy załamującej na odcinku między punktami A i B.
11. Co to jest opór pozorny i właściwy
środowiska
Dla skały niejednorodnej i anizotropowej jest to pewna fikcyjna wartość:
a) wyznaczany w metodach elektrooporowych tak samo jak dla ośrodka jednorodnego, czyli dla zadanego układu elektrod jest to taki opór właściwy fikcyjnego ośrodka jednorodnego i izotropowego, który by przy zadanym natężeniu prądu I wywołał mierzoną różnicę napięć U.
b) w metodach elektromagnetycznych fikcyjny parametr pośredni, wyznaczony dla ośrodka niejednorodnego tak, jak dla ośrodka jednorodnego w celu wygodnej prezentacji danych pomiarowych.
12. Metoda ładunku elektrycznego
(podstawy, metodyka, zakres,
interpretacja i prospekcja).
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.
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: a) podstawowy pomiar potencjału, b) 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.
13. Na czym polega istota wprowadzania
poprawki izostatycznej.
Poprawka ta obliczana jest przy uwzględnieniu mas zawartych w każdym segmencie pierścienia diagramu, który obejmuje całą kulę ziemską. Wartość siły ciężkości zredukowana izostatycznie wyraża się wzorem:
g - obserwowana wartość siły ciężkości,
2g0h/R - poprawka wolnopowietrzna,
Δgt - poprawka topograficzna.
14. Właściwości 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.
15. 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 - jest to przyśpieszenie normalne
16. 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.
Wyszukiwarka