Prof. dr hab. inż. Stanisław Rychlicki Akademia Górniczo-Hutnicza im. St.Staszica Wydział Wiertnictwa, Nafty i Gazu Zakład Inżynierii Naftowej Kierownik Zakładu Al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków Fax. [phone], [phone] e-mail:[e-mail].

GEOFIZYKA

/WYBRANE ZAGADNIENIA/

I. GEOFIZYKA WIERTNICZA

1. WSTĘP

Pomiary w otworach wiertniczych, geofizyka wiertnicza czy „karotaż” geofizyczny polegają na badaniu zmian szeregu parametrów fizycznych różnych formacji geologicznych z głębokością w otworach wiertniczych je przecinających. Rejestrujemy na przykład takie parametry danego ośrodka jak oporność, radioaktywność naturalną lub sztuczną, prędkość rozchodzenia się fali sprężystej ale również parametry geometryczne otworu wiertniczego takie jak średnica, azymut skrzywienia czy odchylenie od założonego kierunku.

Historycznie biorąc, pierwsze pomiary otworowe wykonali w 1926 roku bracia Conrad i Marcel Schlumberger. Zmierzyli oni oporność ośrodka, wkrotce potem zaczęto wprowadzać następne pomiary takie jak: radioaktywność naturalna i upadomierz (1930), profilowania neutron-gamma (lata czterdzieste), neutron-neutron (lata pięćdziesiąte), a potem zapoczątkowało to lawinę szeregu innych pomiarów.

Badania otworowe pozwalają nam na uzyskanie wielu informacji pozwalających na przeprowadzenie zarówno jakościowej, jak i ilościowej interpretacji.

Do interpretacji jakościowej zaliczamy:

• poznanie natury osadów tzn. ustalenie czy są to osady zbite i nieprzepuszczalne czy też porowate i przepuszczalne, jaki reprezentują one typ litologiczny itp.,

• ustalenie granic poszczególnych warstw czy formacji geologicznych,

• korelację osadów występujących w profilach różnych otworów,

• wydzielenie interwałów wodonośnych czy też nasyconych węglowodorami.

Do interpretacji ilościowej zaliczamy między innymi oceny:

• współczynników porowatości i nasycenia wodą ośrodków,

• resztkowego nasycenia wodą czy węglowodorami w strefie przemytej (filtracji),

• miąższości warstw,

• mineralizacji wody złożowej,

• współczynnika przepuszczalności.

Pomiary w otworach wykonujemy za pomocą sondy zawieszonej na kablu i opuszczanej przez urządzenie wyciągowe na dno otworu wiertniczego. Pomiar wykonujemy zazwyczaj w czasie podnoszenia sondy do góry (za wyjątkiem pomiarów temperatury i oporności płuczki wiertniczej). Całe oprzyrządowanie łącznie z aparaturą kontrolno-pomiarową umieszczone jest na specjalnie do tego przystosowanym samochodzie ciężarowym (rys. 1.1).Sondy są przyrządami wyposażonymi w różnego typu urządzenia czy czujniki pomiarowe. Istnieje ogromna ilość rożnego rodzaju sond począwszy od bardzo prostych (z technicznego punktu widzenia) wykorzystywanych do profilowań PS czy oporności (klasycznych), a skończywszy na bardzo skomplikowanych, używanych do profilowań indukcyjnych czy sterowanych. Do każdego typu sondy wykorzystuje się odpowiedni kabel zawierający od jednej do kilku żył służących do przekazywania sygnałów elektrycznych od sondy do aparatury kontrolno-pomiarowej znajdującej się na powierzchni.

Rys. 1.1. Schemat apatratury kontrolno - pomiarowej.

Istnieje bardzo wiele rodzajów profilowań, ale generalnie łączy się je w kilka grup takich jak:

• profilowania elektryczne (elektrometria wiertnicza),

• profilowania jądrowe (radiometria wiertnicza),

• profilowania akustyczne

• inne (profilowania: temperaturowe, prędkości wiercenia, wielkości wydobycia, własności i składu płuczki wiertniczej itp.).

2. ELEKTROMETRIA WIERTNICZA

2.1. Uwagi ogólne

Profilowania elektryczne wykonuje się zwykle w otworze niezarurowanym i wypełnionym płuczką wiertniczą. Obecność rur zarówno metalowych (przewodnik elektryczny), jak i plastikowych (izolator) w zasadniczy sposób zakłóca pomiar. Obecność płuczki jest niezbędna dla zabezpieczenia kontaktu elektrycznego pomiędzy elektrodami umieszczonymi w sondzie a przewierconym ośrodkiem.

W pomiarach elektrometrycznych używamy zamiast oporu elektrycznego, oporność właściwą ośrodka. Definiujemy ją jako opór elektryczny w ohm, mierzony pomiędzy dwoma przeciwległymi ścianami sześcianu o krawędzi 1 m. Używaną zatem jednostką oporności jest omm. Niekiedy zamiast oporności mierzymy przewodność ośrodka w S/m (Siemens/m), która jest odwrotnością jego oporności.

Oporność skał zmienia się w szerokich granicach od 10^-4 omm (magnetyt) do 10¹⁶ omm (ropa naftowa) - rys. 2.1.

Rys. 2.1.

Przewodność ośrodka może być elektronowa lub jonowa. Elektronowa występuje w przypadku kiedy ośrodek budują pierwiastki metaliczne, natomiast z jonową mamy do czynienia w skałach osadowych nasyconych zmineralizowaną wodą.

2.2. Profilowanie potencjałów polaryzacji naturalnej (PS)

Potencjały polaryzacji naturalnej w otworze wiertniczym są pochodzenia elektrokinetycznego i elektrochemicznego. Potencjały pochodzenia elektrokinetycznego powstają jako efekt różnicy ciśnień pomiędzy ciśnieniami słupa płuczki i złożowym. Ponieważ zwykle ciśnienie różnicowe jest niewielkie potencjały filtracji można w ogólnym rachunku zaniedbać. Potencjały pochodzenia elektrochemicznego są zdecydowanie ważniejsze od potencjałów filtracji. Powstają one w wyniku różnicy stężeń soli w dwóch kontaktujących się ze sobą roztworów.

Profilowanie PS wykonuje się za pomocą prostego układu pomiarowego składającego się z dwóch elektrod, z których jedna N znajduje się na stałe na powierzchni, druga zaś M przemieszcza się wzdłuż otworu wiertniczego. Potencjometr rejestruje wartość potencjału elektrody M w stosunku do powierzchni Ziemi (elektroda N). Zmiany potencjału zależą od natury przewierconej formacji geologicznej. Wyniki profilowania PS dostarczają wielu cennych informacji o ośrodku przewierconym przez otwór wiertniczy. Metoda ta pozwala na wydzielenie w profilu otworu skał zbiornikowych bez konieczności określania ich porowatości i przepuszczalności. Przy stosowaniu płuczek iłowych profilowanie PS pozwala na:

• wydzielenie skał zbiornikowych,

• określenie granic warstw,

• korelację osadów pomiędzy różnymi otworami,

• ocenę oporności wody złożowej,

• określenie wielkości zailenia przewierconych osadów.

Inne, bardziej nowoczesne metody pomiarowe pozwalają na potwierdzenie powyższych informacji lub ich uzupełnienie. Stosowanie dodatków chemicznych do płuczek wiertniczych praktycznie wyklucza pomiar PS ze względu na całkowite zaburzenie pola elektrycznego.

2.3. Klasyczne profilowanie oporności

Klasyczne profilowanie oporności wykonujemy sondą wyposażoną w trzy elektrody (rys. 2.2), czwarta elektroda znajduje się na powierzchni terenu lub w otworze, ale w znacznej odległości od trzech pozostałych.

Rys. 2.2. Schemat pomiaru oporności

A, B - elektrody prądowe, M, N - elektrody pomiarowe,

1 - źródło prądu,

2 - aparatura pomiarowa.

Celem profilowania oporności jest jej pomiar w funkcji głębokości otworu. Należy podkreślić, że klasyczne pomiary oporności oddały ogromne usługi w latach pięćdziesiątych i sześćdziesiątych w poszukiwaniach naftowych na świecie. W Polsce metody te wykorzystywane były praktycznie do początku lat dziewięćdziesiątych tzn. do czasu zakupu przez Zakłady Geofizyczne w Krakowie i Toruniu nowoczesnej aparatury.

2.3. Klasyczne mikroprofilowanie oporności (mPO)

Sonda do mikroprofilowania oporności wyposażona jest w dwa ramiona. Na jednym z nich (ramię pomiarowe) zamontowana jest wkładka izolacyjna z wprasowanymi w nią elektrodami, drugie służy do dociskania ramienia pomiarowego do ścianki otworu. Wkładka izolacyjna posiada trzy punktowe elektrody umieszczone od siebie w odległości 2.5 cm. Mamy zatem do czynienia z lokalnym systemem pomiarowym. Dzięki dociskaniu wkładki izolacyjnej do ścianki otworu jest minimalizowany wpływ płuczki na wynik pomiaru. Przy pomocy tak skonstruowanego układu pomiarowego rejestrujemy dwie krzywe. o różnym zasiegu śledzenia.

Dzięki niewielkiemu zasięgowi śledzenia w oparciu o wyniki pomiaru mPO możemy precyzyjnie określać granice warstw o różnych własnościach elektrycznych oraz wydzielać w profilu otworu skały nieprzepuszczalne i zbiornikowe. W tym ostatnim przypadku powinien być jednak spełniony warunek, aby płuczka filtrując do skały zbiornikowej pozostawiała na ścianie otworu warstwę osadu ilastego o miąższości kilku mm. W oparciu o wyniki mPO można ocenić oporność strefy filtracji i dzięki temu oszacować wartość współczynnika porowatości. Najdokładniejsze wyniki interpretacji ilościowe mPO uzyskuje się wówczas jeżeli porowatość ośrodka jest wyższa od 15% a miąższość warstwy osadu ilastego nie przekracza 12 mm. Konieczna przy tym jest również minimalna strefa filtracji (co najmniej 10 cm). Pozwala to na zróżnicowanie wskazań mikrosond o różnym zasięgu śledzenia.

2.4. Profilowanie indukcyjne (PI)

Najprostsza sonda indukcyjna zbudowana jest z dwóch cewek: nadawczej i odbiorczej znajdującej się w pewnej odległości od siebie. Przez cewkę nadawczą przepuszczamy prąd zmienny o częstotliwości 20 kHz, który wytwarza wokół niej zmienne pole magnetyczne. Indukuje ono w ośrodku skalnym wokół otworu wiertniczego prądy wirowe krążące współosiowo w stosunku do sondy. Te prądy wirowe wytwarzają z kolei własne, zmienne pole magnetyczne indukujące w cewce odbiorczej sondy prąd elektryczny. Jego natężenie jest proporcjonalne do przewodności ośrodka czyli odwrotnie proporcjonalne do jego oporności.

W praktyce nie stosuje się już dzisiaj sond z dwoma cewkami, ale uzupełnia się je trzema lub czterema cewkami dodatkowymi, które mają za zadanie skupianie i ogniskowanie prądów wirowych w otaczającym sondę ośrodku tak aby krążyły one w warstwie ośrodka zawartej pomiędzy cewkami nadawczą i odbiorczą. To zdecydowanie poprawia dokładność pomiaru.

Zasięg śledzenia sond indukcyjnych zależą od ich typu. W praktyce wykorzystuje się obecnie cztery typy sond indukcyjnych: 5FF27, 6FF27, 5FF40, 6FF40. Pierwsza cyfra danego typu sondy podaje ilość cewek w niej wykorzystywanych a druga jej długość wyrażoną w calach. Zasięgi radialne w/w sond wynoszą odpowiednio: 1.5 d (d - średnica otworu); 2.5 d; 4.5 d; 7 d. Tak więc sondy 5FF40 i 6FF40 pozwalają zwykle, jeżeli warstwa posiada odpowiednią miąższość, na ocenę jej oporności R_t.

PI służy zwykle do określania przewodności (oporności) ośrodka. Wyniki pomiarów są szczegolnie dokładne dla przekrojów niskooporowych tzn. gdy generalnie oporność w profilu otworu nie przekracza 100 omm oraz gdy oporność płuczki wypełniającej otwór jest przynajmniej pięć razy wyższa od oporności wody złożowej. PI pozwala na precyzyjne określenie granic warstw natomiast gorsze wyniki uzyskuje się w osadach nasyconych wodą słodką tzn. dla przekrojów wysokooporowych.

Aktualnie bardzo często obecnie wykorzystuje się układ pomiarowy złożony z dwóch sond indukcyjnych o różnym zasięgu śledzenia. Nazywamy go profilowaniem indukcyjnym podwójnym. Wykorzystuje on zwykle sondę o dużym zasięgu śledzenia (6FF40) oraz sondą o średnim zasięgu śledzenia (5FF40 lub 6FF27). Ten układ uzupełnia się zwykle sondą sterowaną ośmioelektrodową (LL8) o niewielkim zasięgu śledzenia (0.25 d - 1.25 d). Powyższy system pomiarowy wyparł klasyczny system pomiaru oporności.

2.5. Sterowane profilowanie oporności (POst)

Klasyczne profilowanie oporności posiada dwie poważne wady:

• w przypadku warstwy cienkiej tzn. takiej, której miąższość jest mniejsza od długości sondy, zarejestrowana oporność pozorna różni się znacznie od oporności rzeczywistej ośrodka;

• płuczka niskooporowa (zmineralizowana) wywiera bardzo silny wpływ na wynik pomiaru.

Aby to wyeliminować podjęto próbę pomiaru oporności z wykorzystaniem tzw. elektrod sterujących. Początkowo skonstruowano sondę trójelektrodową POst-3 (LL3). Jeżeli wykorzystamy długi cylinder jako elektrodę zasilającą (prądową) to linie prądowe w jej części środkowej będą rozchodziły się radialnie . Dzieląc ten cylinder na trzy części otrzymamy trzy elektrody o tym samym potencjale. Środkową A₀ nazwano elektrodą centralną, a dwie pozostałe A₁ i A₂ połączono ze sobą i nazwano elektrodami sterującymi. Przez elektrodę A₀ wysyła się do ośrodka prąd o stałym natężeniu I₀. W tym samym czasie przez elektrody sterujące wysyła się prąd o zmiennym natężeniu w taki sposób aby potencjały wszystkich trzech elektrod były sobie równe, bowiem potencjał elektrody A₀ w zależności od ośrodka, naprzeciw którego znajduje się w danym momencie elektroda A₀, ulega zmianie. Pozwala to na uzyskanie radialnego układu linii sił pola elektrycznego emitowanego przez elektrodę centralna. Pomiar wartości potencjału A₀ oraz znajomość natężenia prądu I₀ pozwala na określenie oporności elektrycznej ośrodka znajdującego się w danym momencie naprzeciw elektrody A₀ (jej środek odpowiada punktowi zapisu krzywej pomiarowej).

Na wyniki pomiaru realizowanego sondą trójelektrodową wywiera wpływ średnica otworu i miąższość warstwy. Dlatego skonstruowano sondę siedmioelektrodową POst-7 (LL7). Okazała się ona bardziej skuteczna w zakresie ogniskowania wysyłanego przez elektrodę centralną prądu elektrycznego oraz bardziej rozdzielcza (rejestruje więcej szczegółów) w porównaniu z sondami klasycznymi czy nawet sondą sterowaną trójelektrodową. Mierzona przez nią oporność pozorna niewiele rożni się od oporności rzeczywistej szczególnie wówczas gdy miąższość analizowanej warstwy jest większa od długości sondy oraz gdy oporność płuczki jest mniejsza od oporności wody złożowej.

Oprócz sond sterowanych trój i siedmioelektrodowych skonstruowano kilka innych układów pomiarowych takich jak POst-8 (LL8), podwójny laterolog (podwójne sterowane profilowanie oporności) oraz sferyczne sterowane profilowanie oporności sPOst (SFL). Profilowanie sterowane oporności ośmioelektrodowe POst-8 (LL8) jest analogiczne do POst-7. Długość tej sondy wynosi 14″ (∼35 cm), a jej zasięg śledzenia waha się w granicach od 0.25 do 1.25 d w zależności od warunków pomiarowych.

Podwójne sterowane profilowanie oporności (DUAL LATEROLOG) jest realizowane poprzez dwie odizolowane od siebie części rozciętego wzdłuż osi cylindra. Każda z nich wyposażona jest w dziewięć elektrod i funkcjonuje niezależnie. Zasilanie ich prądem o różnej częstotliwości pozwala na uzyskanie dwóch krzywych odpowiadających dwóm różnym radialnym zasięgom śledzenia większemu LLd i mniejszemu LLs. Zasięg LLd jest większy od LL7 czy LL3 natomiast zasięg śledzenia LLs zawiera się pomiędzy LL7 a LL8.

W przypadku sferycznego sterowanego profilowania oporności (sPOst) ograniczony został nie tylko zasięg rozchodzenia się linii prądowych w pionie, ale także w poziomie (radialnie). Pozwala to na dużą dokładność w ocenie oporności strefy filtracji bowiem zasięg pomiarowy tej sondy jest mniejszy od sondy sterowanej ośmioelektrodowej (LL8). Sonda do sPOst jest wyposażona w dziewięć elektrod.

2.6 Sterowane mikroprofilowanie oporności (mPOst)

Klasyczne mikroprofilowanie oporności nie pozwala na zbyt dokładną ocenę oporności strefy przemytej jeżeli miąższość osadu płuczkowego na ściance otworu przekracza 12 mm, porowatość ośrodka jest mniejsza od 15%, a w trakcie pomiarów otwór jest wypełniony płuczką niskooporową (zmineralizowaną). Dlatego w wprowadzono do pomiarów mikrosondę sterowaną. Zasadniczym elementem pomiarowym sondy zbudowanej analogicznie jak klasycznej mikrosondy do mPO jest wkładka izolacyjna z wprasowanymi w nią elektrodami. Zawiera ona elektrodę prądową punktową A₀ i dwie elektrody kołowe M₁ i M₂, których potencjał jest równy dzięki prądowi o odpowiednim natężeniu wysyłanemu przez kołową elektrodę sterującą A₁. To powoduje, że prąd wysyłany przez elektrodę centralną A₀ rozchodzi się prostopadle w stosunku do osi otworu. Elektrody wraz z wkładką izolacyjną są dociskane do ścianki otworu przez układ analogiczny jak przy mPO. Odległości między elektrodami wynoszą od 1.25-2.5 cm. Zasięg śledzenia mikrosondy sterowanej wynosi około 7.5 cm, tak więc wynik pomiaru oporności związany jest ze strefą filtracji (przemytą). Przy pomocy mPOs można oprócz oceny oporności strefy przemytej określić precyzyjnie granice warstw. Wyniki są szczególnie dokładne dla przekrojów wysokooporowych oraz gdy otwór wypełniony jest płuczką zmineralizowaną.

Oprócz mPOst w ostatnich latach coraz szerzej korzysta się ze sferycznego, sterowanego mikroprofilowania oporności smPOst. Funkcjonuje ono na takich samych zasadach jak sPOst z tym, że układ pomiarowy sPOst został zminiaturyzowany i wprasowany we wkładkę izolacyjną dociskaną do ścianki otworu. Jest to obecnie najdokładniejsza metoda stosowana do oceny oporności strefy przemytej.

3. RADIOMETRIA WIERTNICZA

Profilowania radiometryczne czy jądrowe polegają na pomiarze zmian radioaktywności naturalnej lub sztucznie wywołanej wzdłuż otworu wiertniczego. Do najczęściej stosowanych metod zaliczamy obecnie:

• profilowanie gamma naturalne (PG),

• profilowanie gamma-gamma gęstościowe (PGGg),

• profilowania neutronowe.

Największą zaletą profilowań radiometrycznych jest to, że generalnie można je wykonywać zarówno w otworach niezarurowanych jak i zarurowanych pustych lub wypełnionych dowolnym płynem. Sam pomiar wykonuje się analogicznie jak w przypadku profilowań elektrometrii wiertniczej tzn. w trakcie podnoszenia sondy do góry. Aparatura kontrolno - pomiarowa znajduje się na powierzchni natomiast sondy wyposażone są w źródła promieniotwórcze i czujniki pomiarowe (detektory promieniowania).

3.1. Profilowanie gamma naturalne (PG)

Wszystkie formacje geologiczne zawierają niewielkie ilości pierwiastków promienio- twórczych zmieniające się w zależności od typów litologicznych, budowy, i składu mineralnego skał. W skałąch osadowych radioaktywność naturalna związana jest z występowaniem potasu (⁴⁰K) oraz pierwiastków radioaktywnych związanych z rodzinami uranu (²³⁸U) i toru (²³²Th). Wysyłają one promieniowanie (kwanty) gamma o energii od 0.1 do 10 MeV. Promieniowanie gamma jest absorbowane przez ośrodek, w którym się rozchodzi. Intensywność absorbcji zależy od typu ośrodka. Generalnie rośnie ona wraz z jego gęstością. Tak więc zasięg śledzenia PG w otworze wiertniczym zależy od typu osadów występujących w jego profilu. Średnio ocenia się go na około 0.5 m.

Radioaktywność naturalna w zależności od rodzaju skały zmienia się. Można stwierdzić, że anhydryty, wapienie, dolomity, węgle, piaskowce i piaski są mniej radioaktywne od iłów, szczególnie głębokowodnych. W miarę wzrostu zailenia w skale rośnie również jej promieniotwórczość. Zależy ona również od jej koloru. To ostatnie zjawisko wiąże się z zawartością w skałach materii organicznej.

Z tego co napisano powyżej wynika, że wynik PG zależy silnie od zailenia ośrodka. Jednak jego ocena w oparciu o PG nie zawsze jest jednoznaczna ze względu na różną radioaktywność minerałów ilastych. Wskazania PG zależą także od radioaktywności płuczki wiertniczej, średnicy otworu i grubości rur okładzinowych (jeżeli otwór jest zarurowany). Dla uzyskania rzeczywistej promieniotwórczości ośrodka należy w trakcie interpretacji ilościowej PG wprowadzić odpowiednie poprawki na wpływ w/w czynników. PG wykorzystuje się przede wszystkim do lokalizowania w profilu otworu osadów ilastych lub skał o minimalnej radioaktywności takich jak węgle czy anhydryty. W przypadku kiedy w danej informacji geologicznej skład minerałów ilastych jest stały PG można wykorzystywać, i do tego ono najczęściej służy, do oceny zawartości w skałach materiału ilastego. W takim przypadku istnieje zazwyczaj prosta zależność (liniowa lub nieliniowa) pomiędzy wskazaniami PG a zaileniem. Jej kształt zależy od rejonu badań i formacji geologicznej, w szczególności jej wieku.

3.2. Profilowanie gamma - gamma gęstościowe (PGGg)

Sonda do PGGg wyposażona jest w źródło promieniowania gamma (⁶⁰Co) i detektor umieszczony od niego zwykle w odległości 50-60 cm. Oddzielone one są od siebie fitrami, tak aby wysyłane przez żródło promieniowanie gamma nie mogło być bezpośrednio rejestrowane przez detektor. Sonda jest dociskana do ścianki otworu przez system resorów, aby wyeliminować wpływ płuczki na jej wskazania oraz zwiększyć jej zasięg pomiarowy. Kwanty gamma wysyłane przez źródło wchodzą w kolizje z elektronami atomów budujących dany ośrodek. Zgodnie z efektem Compton'a tracą one przy każdym zderzeniu część swojej energii na korzyść spotykanych elektronów zmieniając równocześnie kierunek rozchodzenia się. Ostatecznie są one absorbowane przez jądra atomów budujących daną formację. Ilość elektronów w jednostce objętości ośrodka zależy od rodzaju atomów go budujących. Im ich liczba atomowa, a co zatem idzie i ciężar atomowy są większe tym więcej znajduje się elektronów w danej jednostce objętości co zwiększa częstotliwość kolizji kwantów gamma. W związku z tym natężenie kwantów gamma wysyłanych przez źródło i rozproszonych w kierunku detektora będzie zależeć od gęstości ośrodka a w konsekwencji od jego porowatości.

PGGg wykorzystuje się do zróżnicowania litologicznego ośrodka, ale przede wszystkim do oceny jego porowatości. Aby wyeliminować wpływ osadu ilastego i kawern skonstruowano sondę kompensacyjną gamma-gamma wyposażoną w dwa detektory umieszczone w różnej odległości od źródła jeden nad drugim. Wielkość natężeń promieniowania gamma rejestrowane przez oba detektory są ze sobą porównywane i jeżeli istnieje taka potrzeba (występowanie kawern), to automatycznie wprowadzana jest poprawka na wynik pomiaru.

3.3. Profilowania neutronowe

Wyniki profilowań neutronowych zawierają wiele informacji na temat formacji występujących w profilu otworu. W związku z tym opracowano teorię, w wyniku której skonstruowano sondy do profilowań neutron-gamma (PNG), nautron-neutron nadtermicznego (PNNnt) i neutron-neutron termicznego (PNNt). Okazały się one bardzo pomocne przy ocenie porowatości skał zbiornikowych oraz przy wyznaczaniu kontaktów ropa-woda, gaz-ropa i gaz-woda.

Do wykonywania w/w pomiarów wykorzystuje się sondy o analogicznej budowie jak sonda gamma-gamma gęstościowa z tą różnicą, że w miejsce źródła promieniowania gamma umieszcza się źródło neutronowe. W pewnej odległości od źródła, oddzielony od niego odpowiednimi fitrami, znajduje się detektor (zwykle licznik scyntylacyjny) do pomiaru natężenia: promieniowania gamma powstałego w wyniku wychwytu radiacyjnego neutronów (PNG), gęstości neutronów nadtermicznych (PNNnt) lub gęstości neutronów termicznych (PNNt).

Beryl bombardowany cząstkami α emitowanymi przez pierwiastki radioaktywne (źródła naturalne) emituje neutrony poruszające się z szybkością kilku kilometrów na sekundę. W ośrodku rozchodzą się one prostoliniowo od zderzenia do zderzenia z jądrami atomów budujących dany ośrodek, tracąc za każdym razem na ich korzyść część swojej energii kinetycznej. Straty energii neutronów są szczególnie duże po zderzeniach z jądrami atomu wodoru, których masa jest zbliżona do masy neutronów. Po pewnej ilości zderzeń neutron osiąga stałą prędkość, której wielkość zależy od temperatury ośrodka. Staje się on w tym momencie tzw. neutronem termicznym, zaczyna dyfundować i praktycznie natychmiast zostaje wychwycony (jest to tzw. wychwyt radiacyjny neutronu) przez któreś z jąder atomów budujących dany ośrodek. Najczęściej są to jądra atomów wodoru lub chloru. Wychwytowi neutronu towarzyszy emisja promieniowania gamma. Energia neutronu termicznego stanowi ułamek elktronowolta. Przy temperaturze 25°C wynosi ona około 0.025 eV (energia termiczna ośrodka).

Zastosowanie profilowań neutron-gamma (PNG), neutron-neutron nadtermicznego (PNNnt) oraz neutron-neutron termicznego zależy od warunków pomiaru (rodzaj płuczki, typ ośrodka itp.).

3.3.1. Profilowanie neutron-gamma

Natężenie promieniowania gamma emitowanego po wychwycie radiacyjnym neutronów termicznych jest funkcją zawartości wodoru w skale. Maleje ono ze wzrostem zawartości wodoru w danym ośrodku. Tak więc naprzeciw skał zbitych otrzymamy maksymalne, a naprzeciw skał porowatych minimalne wskazania krzywej PNG. W skale porowatej wielkość natężenia promieniowania gamma pochodzącego z wychwytu radiacyjnego zależy od porowatości. Na wynik pomiaru PNG silny wpływ wywiera obecność kawern dlatego powinno się go wykonywać w skałach zwięzłych. Stąd najczęściej PNG realizuje się w skałach węglanowych, które są znacznie mniej skawernowane od skał piaskowcowych.

3.3.2. Profilowanie neutron-neutron nadtermiczne (epitermiczne)

Neutrony emitowane przez źródło są spowalniane od kilku MeV do około 0.025 eV (przy temperaturze 25°C). Neutrony nadtermiczne (epitermiczne) posiadają energię wyższą od termicznej. Jest ona rzędu od 0.5 do kilku eV. Aby uniknąć wpływu płuczki i średnicy otworu na wynik pomiaru sonda (źródło i detektor) do PNNnt jest dociskana do ścianki otworu za pomocą decentralizatora. W związku z tym PNNnt nie może być wykonywane w otworze zarurowanym. Spowalnianie neutronów do poziomu nadtermicznego jest funkcją przede wszystkim zawartości wodoru w skale. Stąd wskazania PNNnt są związane silnie z porowatością ośrodka i do jej oceny PNNnt jest głównie wykorzystywane.

3.3.3. Profilowanie neutron-neutron termiczne

Mierzona gęstość neutronów termicznych przez detektor zależy od własności spowalniających ośrodka. Najszybciej neutrony są spowalniane w wodzie i parafinie. Tak więc wynik pomiaru PNNt będzie analogiczny do wyniku PNG, czyli że skały zbite będą się zaznaczały maksimami, a skały porowate wodonośne minimami wskazań na krzywych PNNt. Neutrony termiczne w wodzie zmineralizowanej są silnie absorbowane przez jądra atomów chloru. Stąd gęstość neutronów termicznych będzie niższa naprzeciw skał nasyconych solanką niż naprzeciw skał ropogazonośnych. W związku z powyższym PNNt jest wykorzystywane do określania położenia kontaktów gaz-woda lub ropa-woda. Oczywiście stosowanie PNNt nie ma sensu w przypadku otworu wypełnionego płuczką zmineralizowaną.

Zaletą PNNt jest możliwość wykorzystywania tej metody w otworach zarurowanych i fakt, że naturalne promieniowanie gamma nie wpływa na wynik pomiaru tak jak ma to miejsce przy PNG.

4. PROFILOWANIE AKUSTYCZNE

W ośrodku sprężystym rozchodzą się dwa rodzaje fal: podłużne i poprzeczne. W przypadku fal podłużnych drgania cząstek ośrodka są równoległe do kierunku rozchodzenia się fali, w przypadku zaś fal poprzecznych są w stosunku do kierunku rozchodzenia się fali prostopadłe. Należy zwrócić uwagę, że fale porzeczne nie rozchodzą się w ośrodkach ciekłych.

Do wykonania PA skonstruowano początkowo sondę z jednym a następnie z dwoma odbiornikami . Przy pomocy sondy jednoodbiornikowej mierzono czas przejścia fali sprężystej podłużnej przechodzącej przez płuczkę, ośrodek, płuczkę do odbiornika. Ażeby wyeliminować wpływ płuczki na wynik pomiaru wprowadzono sondę dwuodbiornikową. Odejmując czas przejścia fali do pierwszego odbiornika O₁ od czasu przyjścia fali do drugiego odbiornika O₂ otrzymuje się czas rozchodzenia się fali na odcinku O₁O₂ z wyeliminowaniem wpływu płuczki wiertniczej. Jako nadajniki stosuje się emitery typu magnetostrykcyjnego wysyłające dziesięć do dwadzieścia razy na sekundę sygnał o częstotliwości 20-30 kHz.

Dla wyeliminowania wpływu kawern na wyniki pomiaru PA skonstruowano sondę kompensacyjną. Posiada ona dwa nadajniki wysyłające naprzemian sygnały oraz cztery odbiorniki umieszczone między nimi. Komputer znajdujący się na powierzchni rejestruje wszystkie sygnały, analizuje je, wprowadza poprawki i ostatecznie zapisuje właściwe wartości.

Profilowanie akustyczne wykorzystuje się do oceny współczynnika porowatości skał (najlepsze wyniki uzyskuje się dla skał zwięzłych) oraz do badania stanu technicznego otworu wiertniczego, w szczególności zaś do kontroli stanu jego zacementowania.

LITERATURA:

1. Desbrandes R.: „Diagraphies dans les sondages”. Edition Technip, Paris 1982.

2. Desbrandes R.: „Thorie et interprtation des diagraphies”. Edition Technip, Paris 1968.

3. Jarzyna J., Bała M., Zorski T.: „Profilowania geofizyczne w otworach wiertniczych”. Zakład Geofizyki. Wydział Geologii i Ochrony Środowiska AGH, Kraków 1994.

4. Lowrie W. Fundamentals of geophysics, 1997.

5. Pirson S.J.: „Hand Book of Well Log Analysis for Oil and Gas”. Formation evaluation. Prentice Hall Inc. Englewood Cliffs N.J. 1963.

6. Plewa M.,Plewa S. - Petrofizyka, 1992.

7. Plewa S.: „Geofizyka wiertnicza”. Wydawnictwo Śląsk 1972.

8. Rychlicki S., Twardowski K.: Prace własne. WWN AGH, Kraków 1968 - 1995.

9. Scott Keys W. - A practical guide to borhole geophysics in environmental investigation, 1997

10. Serra O.: „Diagraphies diffres”. Pan 1979.

11. Vogelsang D. - Environmental geophysics, 1995.

II GEOFIZYKA POWIERZCHNIOWA/ wybrane zagadnienia/

METODA MAGNETYCZNA

W metodzie magnetycznej bada się właściwości naturalnego pola magnetycznego Ziemi. Pole to można traktować jako pole dipola magnetycznego, którego oś jest skośna do osi obrotu Ziemi (niezgodność biegunów geograficznego i magnetycznego). Pole magnetyczne Ziemi zmienia się w czasie (zmiany roczne, miesięczne, dobowe - burze magnetyczne) i przestrzeni (wędrówki biegunów magnetycznych).

Pole magnetyczne Ziemi w danym punkcie jest określone wektorem całkowitego natężenia pola T. W praktyce często wykonuje się pomiary jego składowych pionowej Z
i poziomej H. Jednostką natężenia pola magnetycznego w układzie SI jest A/m. W geofizyce używa się jednostki gamma (γ) ≡ nT:

[A/m]

W polu magnetycznym Ziemi istnieją dwojakie działania:

• dynamiczne, polegające na oddziaływaniu ziemskiego pola magnetycznego na znajdujące się w jego zasięgu obszary namagnesowania;

• indukcyjne, polegające na magnesowaniu ciał znajdujących się w polu magnetycznym Ziemi.

Istnieją skały słabo magnesujące się w polu magnetycznym Ziemi takie jak: piaski kwarcowe, sól kamienna, gipsy oraz skały łatwo magnesujące się zwane ferromagnetycznymi. Są to skały o dużej zawartości żelaza, kobaltu czy niklu. Typowym ferromagnetykiem jest magnetyt Fe₂O₃.FeO.

Podstawą do rozwiązywania zagadnień poszukiwawczych jest założenie istnienia tzw. pola normalnego Ziemi tj. takiego pola magnetycznego jakie istniałoby gdyby cała Ziemia była równomiernie namagnesowana w kierunku osi magnetycznej wyznaczonej przez położenie biegunów magnetycznych. W praktyce pola normalnego nie można obliczyć dla całej Ziemi (określa się je metodami analitycznymi) tylko dla pewnych jej obszarów
i określonego momentu czasowego. Podczas pomiarów poszukuje się anomalii pola magnetycznego tj. różnicy pomiędzy obserwowaną w danym punkcie wartością natężenia pola magnetycznego a jego wartością normalną określaną metodami analitycznymi. Obecność anomalii świadczy o obecności w podłożu ciała zaburzającego, którym może być nagromadzenie skał ferromagnetycznych np. złoże rud żelaza, ale także może być ona wywołana obecnością płytko występujących skał magmowych i metamorficznych lub obecnością osuwisk. Pomiary mikromagnetyczne
(tj. pomiary magnetyczne o bardzo dużym zagęszczeniu) pozwalają na określanie kierunków spękań w masywie skalnym lub kierunków uławicenia skał osadowych. Wykorzystuje się to przy poszukiwaniach wód podziemnych w utworach szczelinowych.

Pomiary magnetyczne pozwalają na zlokalizowanie anomalii magnetycznych spowodowanych poprzez kontrast pomiędzy magnetyzmem skał oraz wysypiskami czy nagromadzeniami zanieczyszczeń.

Namagnesowanie skał czy zawierających części metalowe odpadów składa się z części indukcyjnej oraz pozostałości magnetycznej. Część indukcyjna pochodzi od ziemskiego pola magnetycznego w miejscu składowania odpadów i zależy od jego aktualnego natężenia kierunku oraz od podatności magnetycznej skał czy składowanych materiałów.
W przeciwieństwie do tego pozostałość magnetyczna jest stała i nie zmienia się niezależnie od aktualnego stanu pola magnetycznego. Tylko żelazne i ferromagnetyczne minerały mogą się silnie magnetyzować. Pozostałe materiały mogą być ferro-, para- i diamagnetyczne. Kiedy w pobliżu występują one łącznie to wpływ na wyniki pomiarów materiałów para-
i diamagnetycznych jest tak znikomy, że można go pominąć.

Mierzony efekt magnetyczny nad ciałem zaburzającym na powierzchni Ziemi zależy nie tylko od jego podatności magnetycznej, kształtu i rozmiarów, ale także od głębokości jego zalegania, ponieważ natężenie pola magnetycznego słabnie z sześcianem odległości od ciała zaburzającego. Prowadzi to do szybkiego wygładzania (wypłaszczenia) krzywej ze wzrostem wysokości ponad powierzchnię Ziemi (rys. 2.1).

Natężenie pola magnetycznego mierzone jest w nT (nanoteslach). Dawniej pomiary rejestrowano w tych samych liczbach zwanych „gamma”. Całkowite natężenie pola magnetycznego w USA od Meksyku po Kanadę wzrasta od około 43000 nT do 55000 nT.

Różnego typu instrumentów używa się do pomiarów magnetycznych. Niektóre z nich wyposażone są w stały magnez. Są to wagi magnetyczne pryzmatowe (oś obrotu systemu pomiarowego stanowi ostrze pryzmatu) lub niciowe (oś obrotu stanowi nić sprężysta). Rejestrują one wartości Z i H ziemskiego pola magnetycznego. Mają one obłą, mocną konstrukcję (rys. P 2.4 i P 2.5), ale pomiary wymagają sporo czasu i ostrożności. Używa się ich kiedy trzeba uzyskać dokładną informację o kształtach i strukturach ciał zaburzających.

Najczęściej do pomiarów używa się magnetometry protonowe określające natężenie składowej całkowitej T lub wariacji jako ΔT. W ich budowie wykorzystuje się zjawisko swobodnej precesji protonów w jednorodnym polu magnetycznym. Całkowite natężenie T określa się liczbą cykli precesji protonów w ciągu 1 s. Sygnały precesji są w przyrządzie odpowiednio wzmocnione i przekształcone w impulsy prądu elektrycznego. Dokładność przyrządu wynosi od ±0,5 do 1 nT, w najnowszych zaś dochodzi do ±0,02 nT. Instrumenty te w przeciwieństwie do wag magnetycznych nie wymagają poziomowania, nie mają dryftu (zmiany miejsca zera, która jest eliminowana poprzez odpowiednią metodykę prac terenowych i obliczeniowych). Zatem są to instrumenty łatwe w obsłudze.

Pomiary geomagnetyczne znakomicie nadają się do lokalizacji zakopanych odpadów domowych jak i również składowisk odpadów metalowych. Nawet gruz budowlany zawiera tak sporo odpadów metalowych, że z łatwością można zlokalizować miejsca ich nagromadzeń. Ponadto można lokalizować odpadki magnetyczne w wysypiskach śmieci, jak również różnego typu kawałki żelazne (szczątki, beczki) pod warunkiem, że pozostałe odpadki są niemagnetyczne. Aczkolwiek można zlokalizować bez większych trudności pojedyncze, większe obiekty magnetyczne jak np. beczki wypełnione środkami toksycznymi jeżeli zalegają one nawet w odpadkach domowych zawierających rozproszone żelazne odpadki (np. puszki, pudełka, garnki itp.). W takim przypadku szerokość siatki musi być dostosowana do wymiarów poszukiwanych obiektów (np. rys. 2.8) - dwie krzywe: jedna dla punktów co 10 m - wygładzona, druga co 2 m - wyraźna obecność dwóch ciał zaburzających). Pomiary powinny pokryć cały badany obszar w siatce prostokatnej o wymiarze oczka 1÷5 m. W przypadku pomiarów rozpoznawczych (pierwotnych) można stosować szerszą siatkę (rys. 2.8 - odstępy co 10 m.).

Na pomiary magnetyczne bardzo silny wpływ mają sztuczne instalacje magnetyczne jak stalowe maszty, metalowe słupy czy obiekty wykonane ze zbrojonego pretami stalowymi betonu. Jest to szczególnie istotne jeżeli w/w obiekty znajdują się w pobliżu miejsca pomiarów.

Pomiary magnetyczne można również wykorzystywać z pokładów helikopterów czy aeroplanów. Przyrządy pomiarowe wówczas montowane są albo na zewnątrz aeroplanu lub są holowane za nimi na kablu o długości od 20 do 30 m. Siatka pomiarowa w takim przypadku powinna składać się z linii pomiarowych leżących obok siebie w odległości 50÷200 m. Powinny się one znajdować na jednakowej wysokości 30÷50 m w stosunku do powierzchni Ziemi. Zdjęcia aeromagnetyczne wykorzystuje się do okonturowania wysypisk śmieci zalegających na powierzchni Ziemi. Należy przy tym, podobnie jak przy pomiarach naziemnych wykonywanych magnetometrami protonowymi, uwzględniać dzienne wariacje pola magnetycznego Ziemi.

METODY GEOELEKTRYCZNE

Metody prądu stałego (Direct-Current Methods - DC)

Metody prądu stałego (DC) opierają się na zróżnicowaniu wielkości oporu właściwego, przenikalności elektrycznej ε i przenikalności magnetycznej μ skał budujących przestrzeń geologiczną. Pole elektryczne, a także elektromagnetyczne, może być w przestrzeni geologicznej wzbudzone w sposób sztuczny lub też wywołane przez procesy fizykochemiczne zachodzące w skorupie ziemskiej. W związku z powyższym wyróżniamy następującą klasyfikację metod geolektrycznych:

• metody wykorzystujące zróżnicowanie oporu skał (odpadów) w polu prądu stałego - tzw. metoda elektrooporowa - pionowe sondowania elektryczne PSE i profilowania elektryczne PE. PSE szeroko stosowane do poszukiwania struktur geologicznych i badania własności fizycznych skał. PE do lokalizacji wysypisk, złóż rud, dyslokacji, wychodni warstw, nieciągłości itp.

• metody wykorzystujące zdolność do tworzenia własnych źródeł pola elektrycznego - metoda polaryzacji wzbudzonej PW głównie do lokalizacji złóż rud rozproszonych.

• metody wykorzystujące zróżnicowanie elektrycznych parametrów skał w zmiennym polu elektromagnetycznym - metody radiofalowe stosowane do kartowania wychodni skał podłoża krystalicznego pod nadkładem osadowym, lokalizacji stref okruszcowania
  i nieciągłości w obrębie skał o zróżnicowanych przenikalnościach: elektrycznej ε
  i przenikalności magnetycznej μ

Metoda elektrooporowa

Pole elektryczne o różnym zasięgu powstaje w skałach (ośrodku) na skutek wysyłania prądu elektrycznego stałego lub zmiennego o niskiej częstotliwości (<100 Hz) do gruntu poprzez dwie metaliczne elektrody prądowe. Wywołuje to powstanie pola potencjalnego
(rys. K/2.4), którego rozkład zależy od zróżnicowania opornościowego ośrodka. Układ pomiarowy składa się z ułożonych w jednej linii czterech elektrod - dwóch prądowych A i B oraz dwóch pomiarowych M i N. Powiększając rozstęp pomiędzy elektrodami zwiększamy zasięg śledzenia układu pomiarowego. Nagła zmiana oporności przy przechodzeniu do głębszych warstw zaznacza się charakterystycznymi zmianami na krzywej pomiarowej. W powyższym układzie mierzymy różnicę potencjałów pomiędzy dwoma elektrodami M, N. Interpretując krzywe pomiarowe przy użyciu software'owego systemu interpretacji lub porównując je z krzywymi modelowymi możemy uzyskać informacje na temat struktur ciał (osadów geologicznych, odpadów) zalegających pod powierzchnią terenu.

Mierzoną różnicę potencjału ΔU przeliczamy na oporność ρ wg wzoru wyprowadzonego dla ośrodka jednorodnego i izotropowego:

gdzie: k - stała geometryczna układu pomiarowego;

ΔU - różnica potencjału między elektrodami M, N;

I - natężenie prądu zasilającego elektrody A, B.

W rzeczywistości ośrodek jest niejednorodny i anizotropowy stąd w miejsce ρ uzyskujemy oporność pozorną ρ_k.

Najczęściej stosowane układy pomiarowe to (rys. K/2.5):

• układ Schlumberger'a;

• układ Wenner'a;

• układ dipolowy.

Metoda elektrooporowa stosowana jest w dwóch odmianach tzn. PE oraz PSE. W oparciu o PE badamy zmiany oporności na jednej głębokości. Daje to podstawę do wykreślania map izoomometrów dla badanej głębokości. PSE pozwala na analizę zmian oporności w profilu pionowym ponad układem pomiarowym. Pozwala to na określenie oporności i miąższości warstw z głębokością.

PE: Mierząc ρ na danej, stałej głębokości możemy łatwo lokalizować brzegi składowiska odpadów czy zanieczyszczonego (skażonego) terenu. Realizujemy je zachowując stały rozstaw AB, a więc i głębokość badania, a zmieniając położenie punktu „0”/ punkt zapisu układu pomiarowego/ wzdłuż założonej linii pomiarowej (przekroju) metodą krok po kroku. Odkładając na osi odciętych punkty pomiarów a na osi rzędnych wartości ρ otrzymujemy profil oporności. Łącząc ze sobą kilka profili pomiarowych możemy wykreślić mapę izoomów tzn. równych oporów pozornych. Pozwala ona na okonturowanie obszaru o oporności różnej od skał otaczających np. wysypiska śmieci, zasięgu skażenia ziemi na skutek istnienia wysypiska (infiltracja wody) czy wydzielenie obszaru skażonego gruntu
np. ropopochodnymi. Stosując wzdłuż tych samych profili PE o różnych rozstawach AB
np. dla trzech wartości możemy tworzyć przekroje głębokościowe na podstawie map izoomów.

Warunkiem zrealizowania powyżej postawionych celów jest, aby oporność śmieci, odpadów, skażonego gruntu różniła się od oporności otaczających je skał (patrz tab. K/2.1). Najlepiej jest, aby oporność pozorna skał ρ_k była pomiędzy 300 a 2000 omm, bo wówczas jest ona zdecydowanie wyższa od oporności śmieci (odpadów - <20 omm). Najlepiej gdy zalegają one wśród żwirów, piasków, wapieni i piaskowców. Gorzej gdy są to iły czy margle. Wówczas lokalizacja odpadów może być dosyć trudna.

Ważnymi przeszkodami dla PE są kabla, rurociągi czy inne instalacje.

Zasięg śledzenia

PE daje bardzo dobre wyniki w poszukiwaniach hydrogeologicznych, szczególnie
w skałach słabozwięzłych lub sypkich jak piaski czy żwiry. Mogą one (nagromadzenia wody) być łatwo zlokalizowane (wysoka oporność wód słodkich) w stosunku do niskooporowych iłów czy margli. Rozprzestrzenienie się zasadowych (skażonych) gruntów może być również łatwo zlokalizowane.

PSE: Najczęściej stosujemy tu układ Schlumberger'a, ale i układy Wenner'a czy dipolowy też mogą być stosowane. PSE wykorzystujemy wówczas kiedy położenie punktu 0 jest stałe, natomiast zwiększamy głębokość poszukiwań w pionie tego punktu rozsuwając stopniowo elektrody A i B - zawsze symetrycznie do punktu 0. Zwiększamy w ten sposób zasięg linii prądowych penetrując głębiej ośrodek. Wykonujemy zwykle więcej (>20) pomiarów zwiększając
w sposób logarytmiczny (wg skali log). Z uzyskanych pomiarów obliczamy ρ_k nanosząc ją w układzie logarytmicznym w zależności od
/2. Połączone pojedyncze punkty pomiarowe tworzą krzywe sondowania różnego typu - rys. K/2.6.

Interpretację krzywych uzyskuje się:

• metodą obliczeniową;

• przez porównanie z krzywymi modelowymi;

• przy wykorzystaniu software'owego systemu interpretacyjnego.

W ich wyniku uzyskuje się:

• liczbę warstw;

• miąższość dla każdej warstwy;

• oporność dla każdej warstwy.

Metoda polaryzacji wzbudzonej PW

Zjawisko polaryzacji skał wywołanej przepływem przez nie impulsu prądu elektrycznego ma swoje źródło w zjawiskach elektrochemicznych zmiennych w czasie, a wywołanych zmianą natężenia prądu polaryzującego. Jeżeli w wyniku przepływu prądu powstaje elektrochemiczna aktywność skał to jej miarą jest tzw. współczynnik polaryzacji. Jeżeli badany ośrodek charakteryzuje się przewodnością jonową lub elektronową, to zjawisko polaryzacji wywołuje efekt podobny do powstania ogniwa galwanicznego działającego przez krótki okres czasu po wyłączeniu prądu polaryzującego. Jeżeli prąd polaryzujący I jest wysyłany do ośrodka poprzez elektrody A, B (AB = 2r), to na elektrodach pomiarowych (niepolaryzujących) mierzy się dwa spadki napięcia:

• V_r - w trakcie zasilania prądem (2 lub 4 s);

• V_rt - po wyłączeniu zasilania (1 min).

Wówczas stosunek

nazywamy współczynnikiem polaryzacji pozornej, który jest odpowiednikiem wspomnianego wcześniej współczynnika polaryzacji. Równocześnie oblicza się:

analogicznie jak przy PE czy PSE.

PW wykonuje się w wariancie sondowań i profilowań. Układy pomiarowe są analogiczne jak stosowane w metodzie elektrooporowej (PE, PSE).

Pole elektryczne tworzy się w wyniku polaryzacji elektrycznej ośrodka pod wpływem przyłożonej różnicy potencjałów i wygasa stopniowo, w miarę jak ośrodek wraca do stanu obojętności elektrycznej po odjęciu przyłożonego napięcia.

Zdolność polaryzacji ośrodka zależy od stopnia polaryzowalności minerałów go budujących go. Charakteryzuje go krzywa spadku różnicy potencjałów w czasie po wyłączeniu prądu wzbudzenia. Ponieważ dużym współczynnikiem polaryzacji charakteryzują się minerały rudne to PW stosuje się do ich wykrywania. W ochronie środowiska PW stosuje się do lokalizacji granic rozdzielających niebezpieczne odpady od otaczających je skał, lokalizuje się nagromadzenia polaryzowalnych ciężkich materiałów (odpady metalowe) oraz skażenia słonymi substancjami środowiska wodno - gruntowego.

Wiedza na temat polaryzowalności niebezpiecznych i toksycznych materiałów jest jeszcze mała. Wzrastającą polaryzowalność zaobserwowano dotychczas w przypadku iłów galwanicznych, drukowanego papieru, glazurowanych wyrobów garncarskich, zardzewiałego złomu, odpadków metalowych nieżelaznych, pogrzebanych skorup i łusek piasków żelazistych i odpadów elektronicznych.

Metoda naturalnego potencjału elektrycznego PS (potencjałów polaryzacji naturalnej)

Metoda PS wykorzystuje dla celów poszukiwawczych lokalne pola elektryczne. Powstają one w wyniku procesów elektrochemicznych zachodzących w gruncie lub skałach. Najczęściej ich źródłem są:

• procesy utleniania i redukcji;

• procesy dyfuzyjno-absorpcyjne;

• procesy związane z filtracją wód podziemnych.

Procesy utleniania i redukcji związane są zwykle z występowaniem złóż rud siarczkowych lub skał zgrafityzowanych. Zachodzą one na granicy występowania wód podziemnych, gdyż powyżej ich zwierciadła następuje proces utlenienia, a poniżej - redukcji, w wyniku czego powstaje ogniwo galwaniczne („+” w strefie utleniania, „-” w strefie redukcji). Podobnego rodzaju procesy mogą zachodzić wokół ulegających korozji zakopanych w ziemi rurociągów
i innych elementów żelaznych itp. obiektów. Ich wartość wynosi zwykle >30 mV i sięga nawet >200 mV.

Procesy dyfuzyjno-adsorpcyjne zachodzą na granicy wód podziemnych o różnym stopniu mineralizacji. Wówczas jony z roztworu o mniejszym stężeniu przemieszczają się do roztworu o stężeniu większym. Ponieważ zwykle aniony przemieszczają się szybciej od kationów więc na granicy dwóch roztworów powstaje różnica potencjałów, wywołująca powstanie lokalnego pola elektrycznego, które nazywa się polem dyfuzyjnym. W skałach porowatych oprócz wody wolnej, występującej w porach, występuje również woda związana tworząca otoczki wokół cząstek szkieletu mineralnego, różniąca się składem chemicznym
i właściwościami od wody wolnej. Powstanie otoczki wody związanej wokół szkieletu gruntowego jest spowodowana gromadzeniem się na jego powierzchni ładunków elektrycznych jednego znaku. W efekcie powstaje podwójna warstwa elektryczna. Znajdujące się w niej kationy przemieszczają się dyfuzyjnie wywołując wytworzenie się pola adsorpcyjnego. Pomiar zmian wartości potencjałów dyfuzyjno-adsorpcyjnych jest szczególnie wykorzystywany w otworach wiertniczych (profilowanie PS) do wydzielania w przekroju otworu warstw przepuszczalnych, w szczególności wodonośnych.

Filtracji wód podziemnych czy ścieków w utworach porowatych lub szczelinowatych towarzyszy powstanie pola elektrycznego, ponieważ obdarzone ładunkami cząstki znajdujące się w wodzie płynącej „porywają” część naładowanych cząstek związanych. Są to zazwyczaj kationy, stąd pole filtracji charakteryzuje się wzrostem potencjału w kierunku przepływu wód. Wartość potencjału filtracji jest tym większa, im szybszy jest ruch wód podziemnych (zwykle jest <10 mV) dlatego dosyć trudno jest je wydzielić w stosunku do tła przemysłowego czy tellurycznego.

Prowadząc pomiary PS w terenie rejestruje się jednocześnie uprzednio omówione składowe naturalnego pola elektrycznego. W przypadku nieznajomości warunków geologicznych i hydrogeologicznych badanego terenu trudno określić, które z omówionych pól ma charakter dominujący. Na ogół anomalie PS związane z procesami utleniająco-redukcyjnymi wyróżniają się dużą amplitudą, osiągając setki mV. W przypadku, gdy anomalie tego rodzaju na obszarze badań nie występują, dominujący charakter mają pola filtracji, a pola dyfuzyjno-adsorpcyjne stanowią tło o niewielkiej amplitudzie zmian. Zasięg głębokościowy metody PS sięga do
ok. 100 m.

Pomiary PS wykonuje się dwoma metodami:

• pomiar PS;

• pomiar gradientu PS.

W przypadku pomiaru PS różnicę potencjału mierzy się między elektrodą M, umieszczoną na stałe w jednym punkcie, a przemieszczaną wzdłuż profilu elektrodą N (rys. 5).

Pomiar gradientu PS polega na pomiarze różnicy potencjału między dwoma przemieszczonymi o tę samą odległość elektrodami, przy zmianie wzajemnego położenia elektrod M i N dla każdego odcinka, na którym dokonuje się pomiaru (rys. 6).

Wyniki pomiarów PS sporządza się w postaci wykresów profilów, bądź map rozkładu potencjału elektrycznego pola naturalnego. Interpretacja materiałów ma zwykle charakter jakościowy i polega na wydzieleniu anomalii, określeniu kierunku ich osi, wyznaczeniu kierunków przyrostu potencjału, wydzieleniu stref o podobnym charakterze pola naturalnego. Do pomiarów PS stosuje się czułe miliwoltomierze, a można także stosować do tych celów mierniki napięcia aparatury do badań elektrooporowych.

METODY ELEKTROMAGNETYCZNE

Metody indukcyjne (EM)

Do grupy tych metod zalicza się te, w przypadku których pole elektromagnetyczne zostaje wzbudzone za pomocą nieuziemionych obwodów zasilanych prądem zmiennym wysokiej częstotliwości.

Istota metody polega na tym, że jeśli nadajnik, np. nieuziemioną pętlę, w której płynie prąd, umieścić nad jednorodnym przewodzącym ośrodkiem, to obserwowane pole elektromagnetyczne składać się będzie z pola pierwotnego powstającego w konturze pętli,
w której płynie prąd i pola wtórnego wywołanego przez prądy wirowe indukowane w podłożu. Ich natężenie jest proporcjonalne do przewodności podłoża. Znaczy to, że jeżeli wystepują w nim ciała o wysokim przewodnictwie np. rudy, strefy zawodnione, to wywołuje to anomalie w zakresie mierzonych wartości (przewodnictwa lub oporności). Przez nadajnik tzn. cewkę nadawczą wysyła się prąd o wysokiej częstotliwości (do kilkudziesięciu Hz). Indukuje on
w podłoże prądy indukcyjne. Wytworzone przez nie pole elektromagnetyczne indukuje w cewce odbiorczej prąd, którego natężenie jest proporcjonalne do przewodnictwa penetrowanych przez prądy indukcyjne skał. Prąd ten jest wzmacniany, aby można go było lepiej zarejestrować przez aparaturę pomiarową.

Metody indukcyjne są stosowane również w geofizyce lotniczej. Cewka nadajnika jest umieszczona zwykle w samolocie lub helikopterze, a odbiornik w holowanej gondoli (rys. 9). Niekiedy obie cewki są mocowane w różnych miejscach samolotu. Wersja lotnicza stosowana jest do badań w terenie trudnodostępnym o słabym rozpoznaniu geologicznym. Pozwala ona na wyznaczenie granic stref o różnym przewodnictwie podłoża.

Zasięg głębokościowy metod indukcyjnych wynosi około 100 m.

Podstawy badań indukcyjnych (elektromagnetycznych) przedstawione są na rys. K/2.11. Na rys. K/2.12 przedstawiono nomogram pokazujący zależności pomiędzy przewodnością (opornością), głębokością penetracji a częstotliwością fali elektromagnetycznej.

Niektóre instrumenty wysyłają fale do 12 różnych częstotliwości. Odbiornik wzmacnia otrzymany sygnał i porównuje go z sygnałem wysyłanym przez nadajnik dzięki kablowemu połączeniu odbiornika z nadajnikiem. Punkt pomiarowy znajduje się w połowie odległości pomiędzy nadajnikiem N i odbiornikiem O. Odległości pomiędzy poszczególnymi punktami pomiarowymi nie powinny przekraczać ¼ odległości NO. Na mapę z dokładnie naniesionymi punktami pomiarowymi należy nanieść infrastrukturę terenu (drogi, linie kolejowe, budynki itp.).

Pogrzebane kable metalowe czy rury wytwarzają pole elektromagnetyczne zakłócające wyniki pomiarów EM. Aby tego uniknąć należy przed pomiarem dokładnie zlokalizować położenie rur czy kabli za pomocą odpowiednich detektorów. Jeżeli takie ciała zakłócające istnieją to należy zmienić położenie linii pomiarowych, tak aby przebiegały w odległości ½ NO od ciał zakłócających.

Wracając do rys. K/2.12 przy częstotliwości 3555 Hz i oporności ośrodka 30 omm głębokość śledzenia wynosi 50 m. Jeżeli częstotliwość f wzrośnie do 10000 Hz to zasięg śledzenia zmniejszy się do 20 m. Widać, że wzrost częstotliwości zmniejsza zasięg penetracji fal elektromagnetycznych. Przenośne instrumenty pomiarowe dysponują częstotliwościami
f > 100 Hz, najczęściej 800 do 7000 Hz. Ten ostatni zakres najlepiej nadaje się do badań polowych.

Metoda indukcyjna najlepiej nadaje się do zdjęcia powierzchniowego różnic oporności czy przewodności na danej głębokości śledzenia w warunkach polowych. Pozwala to na lokalizację granic nagromadzeń odpadów, pojedynczych obiektów i stromo zanurzających się struktur jak np. uskoki, strefy zeszczelinowania lub szczeliny, które mogą przewodzić skażone ścieki (strefy wyługowane). Korelując ze sobą wartości zarejestrowane wzdłuż poszczególnych profili możemy zarejestrować słabsze tektonicznie strefy, ale znane struktury tektonicznie w danym rejonie muszą być uwzględnione.

Do metod EM zalicza się również pomiary geoelektryczne, które wykorzystują fale elektromagnetyczne wzbudzane w podłożu przez system specjalnych anten kierunkowych, cewek nadawczych lub elektrod wbijanych w grunt. Mierzymy wtedy ρ_k., przenikalność elektryczną ε lub współczynnik tłumienia fali elektromagnetycznej. Zasięg danego układu pomiarowego regulujemy poprzez stosowaną do pomiarów częstotliwość. Zmieniając jej wielkość można prowadzić swego rodzaju sondowanie elektrooporowe zwane sondowaniem częstotliwościowym. Jego wyniki interpretuje się zwykle wyłącznie jakościowo.

Metoda VLF (Very Low Frequencies) - tzw. falowa lub radiowa

Metoda wykorzystuje do celów badawczych fale radiostacji pracujące w paśmie niskich częstotliwości 12÷25 kHz (patrz tab. K/2.2). Dla celów geoelektrycznych są one wygodne ponieważ nie penetrują zbyt głęboko Ziemi.

Fale VLF wysyłane są z silnych stacji (głównie wojskowych) gęsto rozsianych na całej kuli ziemskiej. Nadają one zwykle stałe sygnały wykorzystywane głównie w nawigacji morskiej. Ale niezależnie od tego indukują one wtórne pole w ciałach przewodzących
w ziemi (gruncie). Te pola mogą być wykorzystywane podobnie jak w metodach EM tyle, że nie potrzeba wówczas stosować nadajników tylko niewielkie przenośne odbiorniki. Z tego wynikają też i wady polegające na niewielkiej głębokości śledzenia (przy tych częstotliwościach). Np. iły o opornościach <30 omm mogą być penetrowane do głębokości
15 m. Oprócz tego trudno jest przy ich stosowaniu lokalizować (łatwo pominąć!) małe jednorodne struktury (np. niebezpieczne nagromadzenia odpadów, beczki itp.), które zwykle stanowią cel badania.

Linie pomiarowe powinny być prowadzone prostopadle do linii pomiędzy nadajnikami VLF. Wówczas uzyskuje się najbardziej wyraźną anomalię i unika się jej zniekształceń
(rys. K/2.14 a i b). Kiedy to jest spełnione, to wyniki pomiarów są analogiczne do EM dla ośrodków jednorodnych. Za pomocą odbiorników mierzymy najczęściej ρ_k. Lub różnicę
w fazach pomiędzy składowymi magnetycznymi i elektrycznymi rejestrowanej fali elektromagnetycznej (VLF). W pierwszym przypadku VLF może zastąpić PE. Generalnie możemy mierzyć następujące parametry:

• rzeczywistą i urojoną część pionowej i poziomej składowej pola magnetycznego wzrastającą na bieżąco przy natrafieniu na ciała przewodzące;

• całkowite natężenie pola magnetycznego;

• oporność pozorną;

• różnicę faz pomiędzy poziomymi składowymi pola elektrycznego i pola magnetycznego.

Na wyniki pomiarów nakłada się efekt topograficzny, który należy uwzględnić (wyeliminować).

Zaletą metody VLF są: szybki i tani pomiar, możliwość przy wykorzystaniu większej ilości stacji o różnych częstotliwościach oraz długich fal radiowych /aż do 240 kHz/. wykonywania sondowań częstotliwościowych.

Pola zakłócające pomiary VLF w ciągu dnia powinny być eliminowane poprzez monitorowanie zmian natężenia pola elektromagnetycznego w ciągu trwania badań.

VLF daje dobre wyniki przy wykrywaniu pogrzebanych niebezpiecznych odpadów nawet występujących na znacznych obszarach i to w sposób szybki i dokładny. Czas potrzebny na wykonanie jednego pomiaru wynosi ok. 1 minuty.

Powietrzna metoda elektromagnetyczna

W tym przypadku układ nadajnik N - odbiornik O umieszcza się w specjalnym kontenerze, który jest zawieszony pod samolotem lub helikopterem (rys. K/2.16) na kablu o długości ok. 30 m. Długość kontenera na końcach którego umieszcza się nadajnik i odbiornik wynosi 6÷10 m. Osie cewek nadawczej i odbiorczej umieszczone są prostopadle do siebie. Zasady pomiarów są analogiczne jak w przypadku naziemnych metod indukcyjnych (EM). Ze względu na małą odległość ON i znaczną odległość nadajnika od badanych obiektów mierzony sygnał jest bardzo słaby.

Wielkość siatki pomiarowej musi uwzględniać rozmiar badanych obiektów - zwykle 30÷50 m. Wyniki zestawione są w postaci mapy izoomów (ρ_k). Otrzymuje się go poprzez software'ową interpretację wyników pomiarów. Poprzez modelowanie matematyczne można uzyskać w oparciu o wyniki pomiarów informacje na temat kształtu i głębokości występowania ciała przewodzącego.

Dobre wyniki uzyskuje się w lokalizowaniu obszarów słodkowodnych oraz w pobliżu wybrzeży (obszary zasolone). Głębokość śledzenia metody sięga do 200 m. Przy wykorzystywaniu tej metody w ochronie środowiska należy wziąć pod uwagę jej wysokie koszty. Mogą się one zwrócić jeżeli badana struktura zajmuje dużą powierzchnię. Dla lokalizacji niebezpiecznych odpadów metodę tę stosuje się wyjątkowo. Dobrze jest korelować uzyskane wyniki tą metodą z wynikami badań aeromagnetycznych oraz aeroradiometrycznych.

Georadar

Georadarem nazywa się niekiedy metodę odbić elektromagnetycznych (Electro-Magnetic Reflection Method - EMR). Stosuje się tę metodę do lokalizacji bardzo płytkich struktur takich jak: wysady solne, obszary zmarzliny i skały krystaliczne o bardzo wysokiej oporności, ługów itp. Opiera się to na rejestracji odbić fali elekromagnetycznej o bardzo wysokiej częstotliwości od 8 MHz do 4 GHz od powierzchni rozdziału materiałów o różnej stałej dielektrycznej i różnej przewodności. Przykładowe wartości stałej dielektrycznej ε (k), przewodności elektrycznej [mS/m], prędkości fali elektromagnetycznej v [m/μs] oraz współczynnika tłumienia a [dB/m] przy f = 100 MHz zamieszczone są w tab. K/2.3.

Głębokość śledzenia jest ograniczona przez niską przewodność (wysoką oporność) skał. Np. w przewodzących iłach dochodzi ona tylko do 0,2 m, natomiast w soli, lodzie czy granicie >300 m.

Ze względu na to, że ε dla wody wynosi 80, zmiany nasycenia wodą skał czy gruntów bardzo silnie wpływają na odpowiedź fal radarowych. Dlatego pomiary georadarem przed
i po deszczu mogą dawać bardzo różne wyniki. Należy o tym pamiętać i weryfikować wyniki przy stosowaniu innych metod.

Radar wysyła sygnał jako impuls o wysokiej częstotliwości i jego antena rejestruje czas jego odbicia od obiektu niepochłaniającego ten sygnał. Nadajnik i odbiornik umieszczone są zwykle na sankach ciągniętych wzdłuż założonego profilu pomiarowego. Pozwala to na stałą rejestrację odbijanych sygnałów. Podstawy pomiarów przedstawiono na rys. K/2.17. Metoda ta jest zbliżona do metody sejsmiki refleksyjnej w związku z czym do interpretacji wyników pomiarów georadarem można wykorzystać to samo software'owe oprogramowanie. Podobnie jak w sejsmice, głębokość występowania odbijanego obiektu może być określona jeżeli znamy prędkość (czas dojścia) fali elektromagnetycznej.

Georadar jest szybką metodą do zarejestrowania małych obiektów znajdujących się blisko pod powierzchnią Ziemi (od 0,1 do ok. 3 m) z dużą dokładnością. Warunkiem jest aby ośrodek w obrębie którego wykonujemy pomiary był suchy, w miarę jednorodny o wysokiej oporności i niskiej stałej dielektrycznej a badany obiekt znajdował się na niewielkiej głębokości.

Najlepsze wyniki uzyskuje się przy lokalizacji niemetalicznych rur, kabli, wypełnionych szybików, podziemnych jam (sztolni), tuneli czy jaskiń. Może zarówno wykryć georadar tak metalowe, jak i niemetalowe obiekty. Wykorzystuje się go do badania opuszczonych terenów wojskowych i przemysłowych, gdzie najczęściej występuje, płytkie zazwyczaj, skażenie gruntów.

Częstotliwość wysyłanego sygnału musi być dostosowana do celu badania. Należy pamiętać, że przy niższych częstotliwościach zwiększa się penetracja gruntu, ale równocześnie maleje jakość wyników.

Odbicia fali georadaru mogą pochodzić od zmian struktury i tekstury ośrodka (warstwowanie). Powinno to być dokładnie analizowane, aby nie uznać tego za np. skażenie terenu czy nagromadzenie odpadów.

SONDOWANIE ELEKTROMAGNETYCZNE

Zmniejszenie częstotliwości fali elektromagnetycznej zwiększa zasięg śledzenia. Dlatego wprowadzono do badań częstotliwościowe sondowanie elektromagnetyczne (Frequency Electro-Magnetic Sounding - FEM). Wykorzystuje ono częstotliwości 1÷60 Hz. Odbiornik mierzy składowe poziome H_r
i pionowe H_z stacjonarnego pola magnetycznego dla wszystkich emitowanych częstotliwości.

Pole elektromagnetyczne jest indukowane przez kabel w kształcie dużej pętli będącej cewką położoną poziomo na powierzchni Ziemi. Podczas jednego pomiaru nadajnik
i odbiornik pozostają w tym samym miejscu. Jako wynik rejestruje się stosunek dwóch składowych pola magnetycznego H_r/H_z i różnicę ich faz Δφ.

Ocena parametrów charakteryzujących pole elektromagnetyczne jest skomplikowana
i opiera się na programach wykorzystujących komputery PC o bardzo dużej pamięci. Wyniki interpretacji prowadzą do określenia tych samych parametrów co w metodzie DC (prądu stałego) - tzn. PSE. Z tym, że FEM jest znacznie kosztowniejsze i stosuje się je wówczas, kiedy metoda DC daje błędne wyniki. Może się tak zdarzyć, kiedy nadkład posiada zbyt dużą lub zbyt małą oporność w stosunku do skał głębiej zalegających.

METODY SEJSMICZNE

Badania sejsmiczne polegają na pomiarach czasu rozchodzenia się fal sprężystych, wzbudzonych sztucznie za pomocą eksplozji lub wibratorów w ośrodku skalnym. Powstają w nim:

• fale podłużne P - kierunek ich rozchodzenia się jest zgodny z kierunkiem drgań cząstek;

• fale poprzeczne S - kierunek jej rozchodzenia się jest prostopadły do kierunku drgań cząstek;

• fale powierzchniowe L - rozchodzące się na powierzchni ośrodka.

O prędkości rozchodzenia się fali sejsmicznej w ośrodku decydują gęstość δ, moduł Young'a E i współczynnik Poissona σ:

gdzie:
- naprężenie, F - siła, S - przekrój poprzeczny, δ l - wydłużenie względne.

gdzie: δ_s - względne zwężenie próbki poddanej działaniu siły;

δ_l - względne wydłużenie próbki poddanej działaniu siły.

Prędkości fal poprzecznych v_s i podłużnych v_p wyrażają się wzorami:

Prędkość fal podłużnych zmienia się od 3000 do 7000 m/s, fal poprzecznych od 1500 do 4000 m/s, przy czym fale poprzeczne nie rozchodzą się w ośrodkach ciekłych.

Prędkość fali sejsmicznej jest duża w ośrodkach sprężystych takich jakimi są skały silnie związane (lite), natomiast im ośrodek jest słabiej związany tym prędkości rozchodzenia się w nich fal są mniejsze. Dzieje się tak w skałach ilastych czy piaskach. Ośrodek, w którym rozchodzą się fale sejsmiczne wpływa przede wszystkim na wielkości amplitudy. Maleje ona ze wzrostem odległości od punktu wybuchu, ale szybkość jej tłumienia zależy od rodzaju ośrodka, w którym się rozchodzi. Tłumienie to zachodzi tym silniej im mniej zwięzła jest skała budująca dany ośrodek. Tłumieniu fal sprzyja także niejednorodność budowy geologicznej i obecność nieciągłości (uskoki, spękania, kawerny), przy czym fale o wyższej częstotliwości są silniej tłumione niż fale o częstotliwości niskiej. I tak fale powierzchniowe
i poprzeczne są tłumione bardziej od fal podłużnych.

Uwzględniając cechy fali sejsmicznej jakie zyskuje ona przechodząc przez ośrodek, stanowiący podłoże geologiczne, rozróżnia się następujące rodzaje fal:

• fale bezpośrednie - nie podlegające zjawiskom odbicia, załamania;

• fale refleksyjne - odbite od granic utworów geologicznych o różnych własnościach fizycznych;

• fale refrakcyjne - załamane na w/w granicach;

• fale dyfrakcyjne - ugięte na przeszkodach odbijających o ograniczonych rozmiarach.

Z punktu widzenia badań sejsmicznych najistotniejsze są fale refleksyjne i refrakcyjne, na których opierają się dwie metody badań sejsmicznych zwane refleksyjną i refrakcyjną.

Metoda refrakcyjna

Polega ona na badaniu rozchodzenia się fal refrakcyjnych. Daje ona szczególnie dobra wyniki przy badaniach na niewielkich głębokościach. Fale sejsmiczne wytworzone przez eksplozję ładunku umieszczonego w otworze o głębokości od 0,5 do 10 m (niekiedy nawet do 50 m) są rejestrowane wzdłuż profilu przez regularnie rozstawione geofony (instrumenty pozwalające na zapis kształtu fali sejsmicznej) - rys. . Wybuch wywołany w punkcie E powoduje powstanie fal sejsmicznych, które w warstwie I rozchodzą się z prędkością v₀. Jedne z nich ślizgają się po powierzchni i biegną z punktu strzałowego po drogach poziomych ES₁, ES₂, ES₃ itd. do geofonów S₁, S₂, S₃, przez które są rejestrowane.

Inne fale biegną w głąb aż do granicy dwóch warstw i tam ulegają załamaniu. Są to fale refrakcyjne i . Obejmują one warstwy I i II i biegną po różnych drogach w zależności od kąta padania fali wychodzącej z punktu E. Między kątem załamania r, a kątem padania i oraz szybkością rozchodzenia się fal istnieje zależność:

Dla kąta krytycznego i_l, przy którym kąt załamania r = 90° sin i_l = v₀/v₁ ( bo sin r = 1). Jeżeli ten warunek jest spełniony, fala refrakcyjna ulega załamaniu, biegnie wzdłuż drogi Eab,
w punkcie b ponownie załamuje się i wraca przez warstwę I o prędkości v₀ na powierzchnię do geofonu S₃, gdzie zostaje zarejestrowana. Fala refrakcyjna biegnąca wewnątrz ośrodka I może przejść do ośrodka II ulegając załamaniu (i<i_l), ulec refrakcji na płaszczyźnie dzielącej warstwę II z warstwą III (i=i_l) i powrócić ku powierzchni, gdzie zostaje wychwycona w S₇.

Geofony przekazują otrzymywane impulsy na oscylograf. Są one rejestrowane w postaci tzw. sejsmogramu czyli wykresu wynikowego przedstawiającego zmienność docierających
z geofonu impulsów (rys. 10). Sejsmogramy pozwalają na obliczanie czasów przebiegu fal do różnych geofonów. W oparciu o nie otrzymujemy wykres zależności czasu dojścia fali do geofonu od odległości geofonu w [m] od punktu E zwane hodografami (rys. 9). Hodograf składa się z prostych czasowych i pozwala na wyznaczenie:

• prędkości rozchodzenia się fal na podstawie nachylenia odpowiedniej prostej czasowej (nachylenie odpowiada odwrotności prędkości);

• głębokości h lub miąższości serii (warstwy) - korzystamy tu z zależności np.:

gdzie: x₃ - odległość tzw. punktu przerwania (przejścia jednej prostej czasowej w drugą
od punktu E);

v₀, v₁ - prędkości odpowiednio w I i II warstwie.

Z reguły prędkość rozchodzenia się fal w danym ośrodku nie jest stała i zamiast hodografów prostych otrzymujemy krzywe.

Bardzo często granice rozdziału między osadami są nachylone. Aby je móc prześledzić (tzn. określić kąty upadu) dokonuje się dwóch pomiarów wzdłuż tego samego przekroju umieszczając punkt wzbudzenia E na dwóch krańcach. Otrzymujemy wówczas dla jednego przekroju dwa hodografy wykreślane z odwrotnych kierunków (rys. 11). Na hodografie można obserwować zakłócenia powierzchni granicznej np. uskokiem (rys. 12).

Metoda refrakcyjna pozwala na wyznaczenie:

• prędkości rozchodzenia się fal w poszczególnych warstwach;

• miąższości warstw;

• nachylenia warstw;

• miejsc zaburzeń powierzchni granicznych (np. uskoków).

Ma ona niewielki zasięg śledzenia (do uchwycenia głębszych warstw trzeba stosować znaczne ilości materiałów wybuchowych) i z tego powodu jest szczególnie użyteczna
do celów hydrogeologicznych. Jej wadą jest niemożność zarejestrowania warstw cienkich
(o małej miąższości) i warstw w których prędkość jest mniejsza od prędkości znajdującej się nad nią (załamywanie fali do normalnej padania)

Metoda refleksyjna

Polega ona na badaniu rozchodzenia się fal odbitych. Można nią śledzić horyzonty odbijające na dużych głębokościach (do kilku km) przy użyciu nawet niewielkich ładunków wybuchowych.

Wybuch w punkcie E wywołuje powstawanie fal rozchodzących się w głąb z różną prędkością zależną od rodzaju skał. Gdy napotkają one powierzchnię graniczną dwóch warstw, ulegają odbiciu - fala odbita biegnie ku powierzchni pod kątem odbicia równym kątowi padania. Rejestrowane są one przez geofony rozmieszczone symetrycznie z obydwu stron punktu E (rys. 13). Czas przebiegu rejestrowany w poszczególnych geofonach zmienia się wraz z odległością od punktu E. Różnice te są jednak minimalne - rzędu od kilku tysięcznych do kilku setnych sekundy i wyznaczane są w milisekundach. Na sejsmogramie znajdują się fale powierzchniowe (bezpośrednie), fale refrakcyjne i oczywiście fale refleksyjne. Te ostatnie ujawniają się w impulsach niemal równoczesnych dla rozmaitych dróg.

Na podstawie sejsmogramów można określić czas przebiegu fal a znając prędkość rozchodzenia się fali również głębokość powierzchni odbijającej.

Wyniki metody refleksyjnej przedstawia się na wykresach i na mapach jako:

• wykres czasu - pomiary umożliwiają określenie dla każdego punktu wybuchu czasu przebiegu odpowiadającego różnym warstwom odbijającym i ich nachyleniom. Wykreśla się je w postaci refleksów układających się zgodnie z nachyleniem i przebiegiem warstw (rys. 14);

• wykres głębokości (przekrój głębokościowy) - na podstawie wykresu czasu można skonstruować obraz budowy geologicznej badanego podłoża, przy czym na osi rzędnych w miejsce czasu przebiegu nanosi się głębokość. Otrzymany przekrój głębokościowy nazywa się przekrojem sejsmicznym i udokładnia się go na postawie informacji z wierceń;

• mapę izochron - na mapę danego rejonu można nanieść czasy przebiegów dla danej warstwy odbijającej i wykreślić izolinie czasu tzw. izochrony. Odzwierciedla ona powierzchnię wybranej warstwy odbijającej, a zatem i budowę podłoża (rys. 15);

• mapę izobat - nanosząc na mapę obliczone głębokości warstwy odbijającej otrzymamy mapy izobat danej warstwy. Mapy takie przedstawiają budowę geologiczną powierzchni odbijającej, analogicznie do mapy izochron.

Metoda refleksyjna pozwala na badanie podłoża na znacznych głębokościach przy umiarkowanych ładunkach wybuchowych. Uzyskane sejsmogramy dają obraz budowy geologicznej. Wadą tej metody jest to, że powierzchnie odbijające często nie odpowiadają ściśle określonym warstwom geologicznym oraz że nie pozwala ona na bezpośrednie obliczenie prędkości w skałach.

W badaniach hydrogeologicznych korzysta się praktycznie wyłącznie z metody refrakcyjnej.

METODA GRAWIMETRYCZNA

Przedmiotem pomiarów grawimetrycznych jest pole siły ciężkości czyli pole grawitacyjne Ziemi. Na masę znajdującą się poza środkiem Ziemi działają dwie siły:

• siła przyciągania newtonowskiego F_n;

• siła odśrodkowa wynikająca z obrotu Ziemi dookoła własnej osi F_r.

Siłę wypadkową tych dwóch sił nazywamy siłą ciężkości F_Mm.

Pole grawitacyjne charakteryzuje się potencjałem V siły ciężkości, który w danym punkcie jest równy pracy, jaką należy wykonać dla przeniesienia masy jednostkowej w ∞, gdzie siła ciężkości wynosi 0. Pierwsze pochodne potencjału równe są składowym natężenia siły ciężkości ρ_x, ρ_y, ρ_z. Natężenie siły ciężkości γ = F_Mm/m. W danym punkcie pola jest to stosunek siły ciężkości działającej na znajdujący się tam w odległości r punkt materialny do masy tego punktu (F_Mm - siła wywierana w polu grawitacyjnym ciała o masie M na punkt materialny o masie m). Wobec tego:

gdzie G - stała grawitacyjna

Natężenie pola grawitacyjnego mierzymy w [m/s²]. Jego wartość w danym punkcie pola wyznacza wartość przyspieszenia ziemskiego i jest przedmiotem pomiarów grawimetrycznych. Jednostką przyspieszenia ziemskiego jest 1 Gal = 10^-2 N/kg. W praktyce grawimetrycznej stosuje się mniejszą jednostkę 1 mGal = 10^-5 N/kg.

Poza przyspieszeniem ziemskim w grawimetrii wykorzystuje się drugie pochodne potencjału siły ciężkości zwane gradientami pionowymi lub gradientami poziomymi siły ciężkości.

Przyspieszeniem ziemskim normalnym γ_o nazwano przyspieszenie, jakie panowałoby na powierzchni ekwipotencjalnej pola natężenia siły ciężkości, odpowiadającej powierzchni elipsoidy obrotowej, którą zastąpiono w rozważaniach teoretycznych geoidą ziemską. Różnicę między przyspieszeniem normalnym γ_o a pomierzonym g i zredukowanym do poziomu odniesienia nazywa się anomalią siły ciężkości Δg lub anomalią grawitacyjną. Jej istnienie związane jest ze zróżnicowaniem gęstości skał budujących skorupę ziemską. Anomalie te oblicza się stosując redukcję Bouguera, która polega na zredukowaniu wpływy wysokości punktu pomiarowego w stosunku do powierzchni geoidy (sprowadzenie punktu pomiarowego na powierzchnię geoidy) oraz zredukowaniu wpływu mas skalnych, znajdujących się między punktem pomiarowym a powierzchnią geoidy. Jeżeli punkt pomiarowy znajduje się w terenie o zróżnicowanej morfologii (pagórki, góry) to do obliczeń anomalii grawimetrycznej wprowadza się także poprawkę topograficzną. Uwzględnia ona wpływ rozkładu mas bocznych wynikających z rzeźby terenu, a wpływających na wartość przyspieszenia ziemskiego g
w punkcie pomiaru.

Na powierzchni Ziemi obserwuje się anomalie dodatnie lub ujemne, zależne od zróżnicowania gęstości skał znajdujących się w podłożu. Ich kształt i wartość zależą od kształtu i sposobu rozmieszczenia mas zaburzających pole siły ciężkości. Np. na obszarze Polski największe anomalie ujemne na obszarze Kujaw przekraczają -30 mGal, a dodatnie w Sudetach dochodzą do +50 mGal.

Pomiar przyspieszenia ziemskiego może służyć za pośredni wskaźnik gęstości skał występujących w podłożu. Waha się ono od 1100 kg/m³ dla węgli brunatnych, do 3210 kg/m³ dla bazaltów.

W grawimetrii stosuje się pomiary przyrostu Δg pomiędzy punktami ułożonymi wzdłuż profili w stosunku do punktów sieci podstawowej, dla których znana jest absolutna wartość g. W zależności od zagęszczenia punktów pomiarowych wyróżnia się zdjęcia grawimetryczne regionalne, półszczegółowe i szczegółowe. Z punktu widzenia poszukiwań hydrogeologicznych istotne są zdjęcia szczegółowe pozwalające na lokalizację uskoków, kontaktów skał o różnej gęstości, obszarów rozwiniętego krasu itp.

Jeżeli nie można dowiązać się do sieci podstawowej, to dla celów lokalnych wykonuje się pomiar przyrostu Δg w stosunku do wybranego punktu pomiarowego stanowiącego bazę.

25

---