TERMIKA:

Źródłem ciepła na powierzchni Ziemi jest:

- promieniowanie słoneczne (stanowiące 99,98% całości energii docierającej do jej powierzchni),

- energia pływów, stanowiąca 0,002% całości energii,

- energia cieplna, stanowiąca 0,018% całości energii.

Ruchy konwekcyjne płaszcza Ziemi przyczyniają się:

- do powstania wielkoskalowych struktur rzeźby powierzchni Ziemi

* kier, zbudowanych ze stosunkowo chłodnych skał,

- oraz pośrednio wywołują ruch kier litosfery,

* w wyniku wzajemnego przemieszczanie się kier mają miejsce

a) trzęsienia Ziemi,

b) zjawiska wulkaniczne.

Ciepło może rozprzestrzeniać się w skałach poprzez:

a) PRZEWODNICTWO CIEPLNE- zjawisko polega na transporcie energii w postaci ciepła przez samą materię ciała ogrzanego nierównomiernie i zachodzi wskutek wzajemnego przekazywania energii kinetycznej cząstek ciała. Ten sposób rozchodzenia się ciepła jest charakterystyczny dla ciał stałych.

b) KONWEKCJĘ- jest to przepływ ciepła na skutek ruchu substancji podczas, którego występuje mieszanie zimnych i gorących cząstek ośrodka. Konwekcyjny sposób przepływu jest charakterystyczny dla cieczy oraz gazów.

c) POMIENIOWANIE- energia od ciała o wyższej temperaturze przechodzi w postaci fal elektromagnetycznych do ciała o temperaturze niższej. Ten sposób przekazywania nie wymaga pośrednictwa substancji, ciepło zaś może przepływać w ten sposób przez obszary próżni np.: ze słońca do Ziemi. Promieniowanie w ogólnym bilansie energii ma wpływ jedynie w przypadku wysokich temperatur powyżej 100^oC.

Temperatura powierzchni Ziemi:

Zarówno temperatura powierzchni Ziemi jak i temperatura powietrza bezpośrednio nad jej powierzchnią charakteryzują się dwoma cyklami zmian:

- dobowym,

- rocznym.

Cykle te różnią się:

- wielkością okresu,

- wielkością amplitudy zmian temperatury.

Przyjmuje się, że dla naszej strefy klimatycznej dobowe zmiany temperatur znikają na głębokości ok. 1m lub niewiele większej a zmiany roczne na głębokości ok. 20m

- energia kinetyczna

Gradient geotermiczny:

Gradientem temperatury lub gradientem geotermicznym G nazywamy stosunek zmiany temperatury (delta t) na daną jednostkę głębokości (delta h):

Stopień geotermiczny:

Odwrotnością gradientu jest stopień geotermiczny H:

Oznacza on taki przyrost głębokości, dla którego temperatura zmienia się o 1^oC lub 1K. Wartość stopnia geotermicznego zmienia się od około dziesięciu do stu kilkudziesięciu metrów na 1^oC lub 1K.

Gęstość strumienia cieplnego:

Różnica temperatur we wnętrzu Ziemi wymusza przepływ ciepła zwykle od większych głębokości do mniejszych. Z głębi Ziemi ku jej powierzchni płynie strumień ciepła. Jeżeli ten strumień odniesiemy do jednostki powierzchni i czasu to mówimy o gęstości strumienia cieplnego. W przypadku przewodnictwa cieplnego dla stacjonarnego przepływu ciepło związane między gęstością strumienia Ziemi a gradientem opisuje zależność:

- prawo Fouriera

gdzie:

- cieplna przewodność właściwa skał [W/mK]

grad T- gradient temperatury [K/m]

Termiczne właściwości skał:

Charakteryzują się współczynnikiem przewodności cieplnej
lub jej odwrotnością- cieplną opornością właściwą
, współczynnikiem przewodności temperaturowej a i cieplną pojemnością właściwą c. Termiczne właściwości skał zmieniają się w szerokich granicach, a ich analiza pozwala ustalić ich zależności od różnych czynników.

Cieplna oporność właściwa
:

Charakteryzuje zdolność skał do przekazywania ciepła.

=1/
[mK/W], lub [mh^oC/kcal]

gdzie:

- współczynnik przewodności cieplnej [W/mK]

Współczynnik przewodności temperaturowej:

Współczynnik przewodności temperaturowej skał a charakteryzuje prędkość zmian temperatury skał w wyniku pochłaniania ciepła. Współczynnik ten zależy od ich cieplnej oporności właściwej skał (
), ich gęstości (p) i cieplnej pojemności właściwej (c)

Cieplna pojemność właściwa skał c:

Cieplna pojemność właściwa skał c charakteryzuje ich zdolność do gromadzenia energii cieplnej przy wymianie ciepła. Ze wzrostem wilgotności skał rośnie ich cieplna pojemność właściwa. Skały osadowe o wysokiej wilgotności mają podwyższoną pojemność cieplną, której wartość wynosi od 0,19 do 0,24 [kcal/kg^oC]. Natomiast w skałach wylewnych zmiany pojemności zachodzą w granicach od 0,15 do 0,20 [kcal/kg^oC]. Pojemność cieplna skał zmienia się w niewielkim przedziale od 0,15 do 0,50 [kcal/kg^oC].

GEOELEKTRYKA

Metody geoelektryczne:

Podział ze względu na pochodzenie wykorzystanego pola elektrycznego:

1. Metody pól naturalnych.

2. Metody pól sztucznych, wzbudzonych na sposób:

a) galwaniczny (prąd stały)

b) indukcyjny (prąd zmienny)

c) mieszany.

Podział ze względu na częstotliwość i rodzaj sztucznie wzbudzonego pola:

1. Metody pól prądu stałego.

2. Metody pól prądów okresowo zmiennych:

a) niskoczęstotliwościowe (f<10Hz)

b) średnioczęstotliwościowe

c) wysokoczęstotliwościowe (f>10Hz)

3. Metody pól impulsowych.

Zastosowanie:

- w geologicznej kartografii powierzchniowej i wgłębnej,

- w poszukiwaniach geologicznych w szczególności przy płytkim rozpoznaniu budowy geologicznej,

- w rozwiązywaniu rozmaitych zadań z zakresu hydrogeologii, geologii inżynierskiej oraz górnictwa,

- w poszukiwaniu i rozpoznawaniu złóż wód pitnych, mineralnych, złóż rud metali, złóż surowców budowlanych i chemicznych,

- w budownictwie lądowym (przy badaniu szczelności zapór wodnych i wałów powodziowych, stanu dróg i pasów startowych, korozji podziemnych konstrukcji metalowych),

- w archeologii (przy poszukiwaniu pod powierzchnią ziemi starych budowli)

Aparatura pomiarowa:

- źródło prądu,

- elektrody pomiarowe,

- przyrządy pomiarowe i rejestratory,

- kable, bębny do kabli,

- taśmy miernicze,

- sprzęt pomocniczy.

Zasięg głębokościowy zależy od:

- mocy źródła wywołującego pole,

- geometrii układu pomiarowego,

- częstotliwości prądu,

- rozkładu przewodnictwa elektrycznego w ośrodku skalnym.

W przypadku pola stałego zasięg głębokościowy badań zależy dodatkowo od:

- rozstawu elektrod zasilających,

- odległości między środkami dipoli zasilających i pomiarowych.

W przypadku pola zmiennego zasięg głębokościowy badań zależy od:

- częstotliwości pola

Podstawowe właściwości elektryczne skał i minerałów:

- elektryczna odporność właściwa [p] lub przewodność elektryczna właściwa [
],

- przenikalność elektryczna [
],

- moduł piezoelektryczności [d]

- aktywność elektrochemiczna [A],

- wzbudzona aktywność elektrochemiczna.

(p- opór właściwy)

(l- długość, s- pole powierzchni, R- opór właściwy, p- oporność właściwa)

, A=B,

Prawo Ohma:

Natężenie prądu (I) przepływającego przez przewodnik jest wprost proporcjonalne do oporu (R) przewodnika.

(zapis różniczkowy)

E- wektor natężenia pola elektrycznego

- przewodność elektryczna ośrodka

j- gęstość prądu

Opór elektryczny przewodnika (R) jest:

Wprost proporcjonalny do jego długości (I), odwrotnie proporcjonalny do pola powierzchni przekroju poprzecznego (s) oraz zależy od rodzaju materiału, z którego jest wykonany. Zależność tę ujmuje współczynnik proporcjonalności zwany oporem właściwym.

ds- mały przyrost

- duży przyrost

Miernik (Terrametr- potencjomierz + amperomierz w środku)

System LUND- http://www.abem.se/support/downloads/brochure/terrameter-ls-lund-imaging-system-20111116

Pole jednorodne- to pole, dla którego we wszystkich punktach natężenie pola jest takie samo, czyli ma stałą wartość, kierunek i zwrot. Przykładem może być pole we wnętrzu kondensatora płaskiego.

elektrody AB- elektrody prądowe

elektrody MM- potencjałowe, pomiarowe (mierzymy potencjał)

Sondowanie oporu:

Powierzchnia ekwipotencjalna to powierzchnia łącząca punkty o tej samej wartości potencjału.

Linie prądowe w:

a) ośrodku jednorodnym,

b) opór 2-giej warstwy mniejszy,

c) opór 2-giej warstwy większy.

Wraz ze wzrostem odległości między elektrodami prądowymi zwiększa się zasięg głębokościowy pomiaru. Linie prądowe wnikają głębiej.

Przewodność elektryczna:

Przewodność elektryczna skał i minerałów możemy podzielić ze względu na rodzaj nośników przenoszących ładunki elektryczne na:

- przewodność jonową,

- przewodność elektronowa.

Ze względu na przewodność skały i minerały możemy podzielić na:

- przewodniki (Au, Ag, Pt, Hg, Cu, oraz grafit, S i Se),

- półprzewodniki- większość siarczków, tlenki,

- izolatory (dielektryki)- większość węglanów i krzemianów,

- elektrolity.

Budowa pasmowa:

- Pasmo walencyjne,

- Pasmo przewodnictwa,

- Pasmo wzbronione,

- Pasmo przewodzenia.

Opór elektryczny skał zależy od następujących czynników:

- skład mineralny skały,

- struktura i tekstura,

- temperatura i ciśnienie,

- stopień nasycenia por,

- stosunki hydrogeologiczne i geochemiczne,

- wiek skał, ich geneza, rozwój i historia środowiska geologicznego.

Struktura i tekstura:

Struktura skały- sposób wykształcenia składników skały

Tekstura- jest to sposób przestrzennego rozmieszczenia składników w skale. Pojęcie to obejmuje uporządkowanie składników i stopień wypełnienia przez nie przestrzeni w skale.

Współczynnik anizotropii skał warstwowych:

- opór elektryczny mierzony prostopadle do uwarstwienia, tzn. opór poprzeczny

- opór elektryczny mierzony równolegle do uwarstwienia, tzn. opór podłużny

Średnia oporność anizotropii:

Oporność właściwa skał anizotropowych:

p_w, p_n- odpowiednia oporność przewarstwień o wysokiej i niskiej oporności

v- stosunek miąższości przewarstwień z wysoką i niską opornością właściwą

Współczynnik anizotropii skał węglanowych spękanych:

p_max- maksymalny opór elektryczny mierzony w kierunku spękań

p_min- minimalny opór elektryczny mierzony w kierunku spękań

1. Mikroanizotropia. 2. Makroanizotropia. 3. Anizotropia ogólna. 4. Pseudoanizotropia. 5. Anizotropia całkowita.

Intensywność zmian oporu skał i minerałów funkcji temperatury zależy od:

- składu chemicznego,

- struktury,

- rodzaju przewodnika,

- typu kationu i jego parametrów.

Przewodniki- ze wzrostem temperatury wzrasta opór elektryczny

Półprzewodniki- w wysokiej temperaturze opór maleje

Elektrolity- w wysokiej temperaturze opór maleje po czym po osiągnięciu pewnego punktu krytycznego rośnie.

Porównanie głównych modeli pasmowych (modelem pasmowym określa się uogólnioną interpretację poziomów energetycznych - właściwości elektronicznych ciał stałych)

Stopień nasycenia por:

Oporność właściwa gruntów zależy od wielu czynników, w tym przede wszystkim od porowatości, wilgotności, stężenia soli rozpuszczonych w wodzie wypełniającej pory gruntowe, składu mineralnego szkieletu gruntowego temperatury, wielkości i kształtu ziaren oraz wzajemnego ich ułożenia względem siebie.

Grunt- powierzchnia ziemi, podłoże, teren, warstwa ziemi nadająca się pod uprawę (użytek rolny, gleba)

Metody Geoelektryczne

Zadanie proste-to wyznaczanie intensywności i struktury pola elektrycznego dla zadanego przekroju geoelektrycznego, tzn., gdy są określone jego parametry elektryczne oraz geometryczne.

Zadanie odwrotne- to wyznaczanie przekroju geoelektrycznego, na podstawie pomierzonych parametrów pola, co osiąga się w drodze ilościowej i jakościowej interpretacji wyników badań geoelektrycznych.

Metody Geoelektryczne:

1. Metoda potencjałów własnych.

2. Metoda polaryzacji indukowanej.

3. Metoda telluryczna.

4. Metoda magnetotelluryczna.

5. Metoda sondowań częstotliwościowych.

6. Metoda stabilizacji pola.

7. Metoda profilowania indukcyjnego.

8. Metoda procesów przejściowych.

9. Metoda radiofalowa.

10. Metoda prześwietlenia międzyotworowego.

11.Metoda elektrooporowa. [R,J].

12. Metoda ładunku elektrycznego.

13. Metoda tomografii oporu.

Metoda potencjałów samoistnych:

Zastosowanie:

- poszukiwanie i rozpoznawanie złóż siarczków np. Cu, Sn-Zn, Ni, Pb i inne, złóż grafitu, anhydrytu,

- lokalizowanie miejsc korozji rurociągów,

- rozwiązywanie różnorodnych zadań hydrogeologicznych i z zakresu geologii inżynierskiej, wyznaczanie kierunku i prędkości przepływu wody podziemnej,

- badanie szczelności den zbiorników wodnych i kanałów.

Naturalne pola elektryczne ze względu na przyczynę ich powstania dzielimy na:

1. Pola elektrokinetyczne:

* dyfuzyjno-adsorbcyjne

* filtracyjne

2. Pola elektrochemiczne.

Elektroliza:

Elektrolizą nazywamy przepływ prądu przez elektrolit (roztwór związku chemicznego ulegającego rozpadowi na jony) wraz z towarzyszącymi temu rozpadowi przepływami reakcji chemicznych.

Dysocjacja wodnego roztworu siarczanu miedzi:

Na katodzie- jony miedzi pobierają elektrony i przechodzą w neutralne jony.

Na anodzie- wydzieli się tlen i oddany zostanie jej ładunek ujemny. SO₃ rozpuści się tworząc kwas H₂SO₄.

Elektrody: dodatnia-anoda, ujemna- katoda.

Metoda polaryzacji wzbudzonej:

Zastosowanie:

- poszukiwanie i rozpoznawanie złóż rud głównie siarczków lub złóż o mineralizacji rozproszonej.

Technika pomiarów:

1. Pomiar w domenie czasu.

2. Pomiar w domenie częstotliwości.

Metody elektrooporowe:

Zastosowanie:

1. Określanie dominującego kierunku spękań.

2. Rozpoznawanie (górnictwo).

3. Badania hydrogeologiczne.

Terrametr SAS 4000- Miernik geoelektryczny 60 000zł, System Multimac, seelektor elektrod, system Lund, WADI.

Sondowanie oporu:

Prace terenowe obejmują:

1. Wybór odpowiedniego typu układu pomiarowego.

2. Wytyczenie profilu i wybór punktów sondowania.

3. Rozstawienie układu pomiarowego względem środka sondowania.

4. Pomiar różnicy potencjałów i natężenia przy kolejnym zwiększaniu rozstawu elektrod AB i ewentualnych zmian rozstawu elektrod MN.

5. Zmianę punktu sondowania i ponowne wykonanie pomiarów.

Napięcie krokowe (Uk) to różnicapotencjałów dwóch punktów podłoża odległych od siebie o długość kroku (ok. 0,8 m do 1 m). Jeżeli jego wartość przekroczy wartość napięcia bezpiecznego, wystąpi realna groźba porażenia prądem elektrycznym.

Wartość napięcia krokowego jest większa dla większej stromości rozkładu napięcia, bliższych odległości od punktu zwarcia oraz większej długości kroku. Dlatego też, napięcie krokowe jest szczególnie niebezpiecznie w przypadku awarii energetycznych linii przesyłowych wysokiego napięcia oraz podczas uderzenia pioruna.

Schematy podstawowych układów pomiarowych:

1. Układ symetryczny Wennera.

2. Układ symetryczny Schlumbergera.

3. Układ asymetryczny.

4. Układ dipolowy równikowy.

5. Układ dipolowy osiowy.

Sondowanie oporu:

Interpretacja:

1. Interpretacja ilościowa- polega na analizie wydzielonej anomalii w powiązaniu z budową geologiczną rejonu badań. Zadaniem interpretacji ilościowej jest określenie kształtów, rozmiarów, głębokości i innych parametrów interesujących nas obiektów geologicznych.

2. Interpretacja jakościowa- pozwala uzyskać dane co do lokalizacji struktur zaburzających, polega na opisie związków anomalii lokalnych i regionalnych z przyczynami wywołującymi je w świetle geologicznych warunków ich wystepowania.

Wygodną interpretację otrzymujemy, gdy spełnione są warunki:

- quasi horyzontalne zaleganie warstw o stałej wartości oporu elektrycznego,

- mała zmienność pionowa i pozioma przypowierzchniowych utworów geologicznych,

- brak dużych i częstych niejednorodności opornościowych w osadach najwyżej położonych,

- zachowanie na obszarze badań znacznej ciągłości warstw,

- brak przewarstwień o bardzo dużym oporze, uniemożliwiającym badanie niżej ległego ośrodka skalnego.

Sondowanie oporu:

Zwane również pionowym sondowaniem oporu. Jest metodą rozpoznania następstwa warstw oraz ich miąższości w przekroju pionowym pod wybranym punktem na powierzchni ziemi wykorzystując zróżnicowanie oporów właściwych tych warstw. Wzrastająca w procesie sondowania rozpiętość obwodu zasilającego (elektrody AB) powoduje, że obejmuje on coraz głębsze warstwy. Zmiany oporu wskazują na następstwo warstw. Bezpośrednio mierzonymi wielkościami są: natężenie prądu I w obwodzie AB, spadek potencjału
w obwodzie pomiarowym MN oraz wymiary całego układu pomiarowego (K-współczynnik geometryczny układu pomiarowego). Na ich podstawie oblicza się tzw. opór pozorny (opór pozornie jednorodnego ośrodka skalnego).

Profilowanie oporu:

Polega ono na wykorzystaniu deformacji rozkładu pola elektrycznego spowodowanego zróżnicowaniem poziomym oporu właściwego skał. Przy przemieszczaniu wzdłuż profilu niezmiennego układu pomiarowego można, dzięki pomiarom oporu, pośrednio obserwować zmiany budowy geologicznej. Wspólną cechą różnych metod profilowania jest to, że można za ich pomocą lokalizować epicentra obiektów o odmiennym oporze właściwym, kontakty obiektów o różnym oporze właściwym, kierunek rozciągłości, niekiedy kierunek upadu. Nie można jednak uzyskać informacji o pionowym rozkładzie oporu właściwego ośrodka geologicznego.

p₁- opór warstwy pierwszej

p₂- opór warstwy drugiej

p₃- opór warstwy trzeciej

Typy rozstawów elektrod stosowane są w sondowaniach geoelektrycznych:

- układ symetryczny Schlumbergera ( odległość MN < 1/3 AB)

- układ symetryczny Wennera ( odległość MN = 1/3 AB)

---