Rozdzielczość rozpoznania nieciągłości w ośrodku silnie niejednorodnym za pomocą metod georadarowej i sejsmicznej

Transkrypt

1 WARSZTATY 2007 z cyklu: Zagrożenia naturalne w górnictwie Materiały Warsztatów str Zenon PILECKI* / **, Jerzy ZIĘTEK*, Elżbieta PILECKA**, Jerzy KARCZEWSKI*, Jerzy KŁOSIŃSKI** * Akademia Górniczo-Hutnicza,Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Kraków ** Instytut Gospodarki Surowcami Mineralnymi i Energią PAN, Kraków Rozdzielczość rozpoznania nieciągłości w ośrodku silnie niejednorodnym za pomocą metod georadarowej i sejsmicznej Streszczenie Omówiono efektywność rozpoznania granic nieciągłości w ośrodku fliszu karpackiego za pomocą profilowania georadarowego i sejsmicznego. Badania georadarowe wykonano antenami o różnych częstotliwościach w celu porównania ich rozdzielczości rozpoznania. Badania sejsmiczne polegały na ocenie rozdzielczości rozpoznania falami typu P i S technikami profilowania refrakcyjnego oraz MASW 1D. Uzyskane wyniki pozwoliły na opracowanie możliwie najkorzystniejszej metodyki pomiarowej w dostosowaniu do trudnych warunków geologiczno-inżynierskich utworów fliszu karpackiego. 1. Wprowadzenie Problematyka rozpoznania nieciągłości metodami falowymi, w różnych warunkach geologiczno-inżynierskich była przedmiotem licznych prac m. in. Z. Bestyńskiego i J. Trojana (1975), R. Ślusarczyka (2001), J. Karczewskiego i J. Ziętka (2002), H. Marcaka i Z. Pileckiego (2003) czy Deca i in. (2004). Głównym celem opisanych w pracy badań była ocena efektywności rozpoznania nieciągłości w warunkach fliszu karpackiego za pomocą metod falowych georadarowej i sejsmicznej. Analizowano efekt rozpoznania powierzchni poślizgu w zależności od różnej częstotliwości fal georadarowych i sejsmicznych. 2. Wybrane zagadnienia rozdzielczości rozpoznania za pomocą metod georadarowej i sejsmicznej Pojęcie rozdzielczości rozpoznania można zdefiniować jako zdolność określenia minimalnej odległości, w której mogą się znaleźć dwa obiekty o tym samym przekroju czynnym, aby jeszcze zostały odróżnione. W metodzie georadarowej, według Annana (2001) dwa punkty są rozróżnialne, wtedy i tylko wtedy, gdy na osi czasu minimum odbitego refleksu od pierwszego punktu leży przed minimum odbitego refleksu od drugiego punktu. W takiej sytuacji dochodzi się do wzoru: 465

2 Z. PILECKI i in. Rozdzielczość rozpoznania nieciągłości w ośrodku silnie niejednorodnym gdzie: v prędkość fali elektromagnetycznej, B szerokość pasma impulsu sondującego. ΔR = v 4 B Dla takich założeń rozdzielczość metody georadarowej zależy odwrotnie proporcjonalnie od szerokości pasma impulsu odbieranego przez antenę odbiorczą. Anteny o szerokim paśmie częstotliwościowym mają wysoką rozdzielczość, a anteny o wąskim paśmie charakteryzują się niską rozdzielczością. Istotny jest fakt, iż anteny o szerokim paśmie częstotliwościowym mają wąski impuls, a co za tym idzie niewielką średnią energię i niewielki zasięg. W teorii anten definiuje się tzw. względną szerokość pasma, jako stosunek szerokości pasma anteny nadawczej B do częstotliwości środkowej tego pasma f c : f r = B 100% f c Ze względów konstrukcyjnych współczesne anteny georadarowe mają względną szerokość pasma w przybliżeniu równą 100% (Annan, Cosway 1994). Względna szerokość pasma równa 100% oznacza, że szerokość pasma anteny nadawczej jest równa częstotliwości środkowej tej anteny (f c = B). Zamierzając zwiększyć rozdzielczość pionową metody GPR należy zwiększyć częstotliwość emitowanego impulsu (zwiększy się także wtedy szerokość pasma B). Wychodząc z powyższych wniosków, można łatwo wyprowadzić następującą zależność: 1 ΔR = λ c 4 gdzie: λ długość fali elektromagnetycznej odpowiadająca częstotliwości środkowej anteny. c W tabeli 2.1 przedstawiono zależność rozdzielczości pomiaru w ośrodku geologicznym o stałej dielektrycznej ε r = 12 od częstotliwości anten. Tabela 2.1. Zależność rozdzielczości pomiaru od częstotliwości zastosowanych anten (ε r = 12) Table 2.1. Relation between survey resolution and frequency of applied antennas (ε r = 12) Częstotliwość [MHz] Długość fali [m] Rozdzielczość [m] 50 1,7 0, ,43 0, ,22 0,05 466

3 WARSZTATY 2007 z cyklu: Zagrożenia naturalne w górnictwie Obliczona długość fali jest wartością orientacyjną. Nie jest uwzględniony fakt, że rzeczywisty ośrodek geologiczny działa jak filtr dolnoprzepustowy, częstotliwość fali w nim propagującej jest niższa. Rzeczywiste wartości rozdzielczości są nieznacznie niższe. W przypadku pomiarów sejsmiki inżynierskiej, podobnie jak w metodzie georadarowej, przyjmuje się, że warstwy ośrodka o różnych właściwościach sprężystych mogą być rozróżnione, gdy odległość między nimi przekracza jedną czwartą długości fali, czyli im większa częstotliwość, tym lepsza rozdzielczość. Długość fali sejsmicznej λ obliczana jest z zależności: gdzie: v prędkość fali, f częstotliwość fali. λ = v f Wyróżnia się sejsmiczną rozdzielczość pionową i poziomą. Przyjmuje się, że rozdzielczość pionowa równa jest λ/4. Należy jednak mieć na uwadze to, że do obliczeń długości fali przyjmuje się częstotliwość dominującą. Rozdzielczość rzeczywista zatem może być korzystniejsza i podaje się, że wynosi nawet λ/32 (Rafaelsen 2005). Rozdzielczość pozioma wynika z promienia centralnej strefy Fresnela, przyjmując, że pozostałe strefy nie mają istotnego znaczenia dla jakości propagacji fal sejsmicznych. Obiekty, których wymiar poziomy jest większy od maksymalnego promienia centralnej strefy Fresnela, są rozróżniane przez falę sejsmiczną. W ośrodku jednorodnym i izotropowym, dla niewielkich głębokości (dla inżynierskiego rozpoznania) maksymalny promień strefy Fresnela F wynosi: v F = 4 f Na przykład dla fali sejsmicznej o częstotliwości f = 70 Hz i prędkości v = 600 m/s rozdzielczość rozpoznania wynosi 2,1 m. Generalnie, przyjmuje się, że rozdzielczość pozioma jest również równa λ/4. Podobnie jak w metodzie georadarowej, ze wzrostem odległości fali od źródła jej dominująca częstotliwość zmniejsza się ze względu na silniejsze tłumienie wyższych częstotliwości. Ze wzrostem głębokości zwiększa się również prędkość fali w związku ze wzrostem naprężeń, a tym samym wzrasta długość fali. Mając na uwadze te efekty, ze wzrostem głębokości zmniejsza się rozdzielczość rozpoznania w ośrodku rzeczywistym. Rozdzielczość może być poprawiona dzięki użyciu selektywnych częstotliwościowo źródeł drgań lub na etapie przetwarzania danych np. przez filtrację. Na rysunku 2.1 pokazano, jak stopniowe odfiltrowanie niskich częstotliwości prowadzi do poprawy rozdzielczości, lecz jednocześnie osłabienia amplitudy sygnałów sejsmicznych. 467

4 Z. PILECKI i in. Rozdzielczość rozpoznania nieciągłości w ośrodku silnie niejednorodnym Rys Wpływ odfiltrowania niskich częstotliwości na rozdzielczość i amplitudę fal na sekcjach czasowych (oś pionowa w ms); A E: przedziały filtracji (Rafaelsen 2005) Fig Low frequency gradual removal by filtering and its influence on resolution and seismic wave amplitude presented on time-sections; A E: filtering brackets (Rafaelsen 2005) 468

5 WARSZTATY 2007 z cyklu: Zagrożenia naturalne w górnictwie 3. Metodyka pomiarów georadarowych i sejsmicznych dla oceny efektywności rozpoznania nieciągłości Profile sejsmiczny i georadarowy zostały zaprojektowane w taki sposób, aby potencjalnie rozpoznać przebieg najgłębiej położonej powierzchni poślizgu. Pomiary wykonano w warunkach stosunkowo dużej wilgotności ośrodka. W takich warunkach należało się liczyć ze wzrostem tłumienia fali elektromagnetycznej oraz zaburzeniami sejsmicznego obrazu falowego, a zwłaszcza rejestracji fali typu S. Natomiast w warunkach zawodnienia zaznaczał się wyraźniej rozwój procesu osuwiskowego. Pomiary geofizyczne zostały przeprowadzone w listopadzie 2006 roku wzdłuż profilu o długości 140 m. Pomiary georadarowe wykonano za pomocą aparatury RAMAC antenami nieekranowanymi 50 MHz, 200 MHz i 400 MHz. Wartość prędkości fali elektromagnetycznej (v = 8,6 cm/ns) niezbędną do konwersji czasowo-głębokościowej wyznaczono na podstawie profilowania prędkości WARR. Krok pomiarowy wzdłuż profilu wynosił 5 cm dla anten 400 i 200 MHz oraz 10 cm dla anten o częstotliwości 50 MHz. Krok pomiarowy 5 cm dla anten 200 MHz i odpowiednio 10 cm dla anten 50 MHz jest znacznie krótszy niż zazwyczaj stosowany (Doerksen 2002). Przyjęto go, aby poprawić korelację słabych refleksów rejestrowanych zazwyczaj na osuwiskach. Na podstawie pomiarów testowych dobrano parametry pomiarowe (ilość próbek, częstotliwość próbkowania, ilość złożeń) zapewniające uzyskanie następujących zasięgów głębokościowych: anteny 50 MHz zasięg około 21 m p.p.t., anteny 200 MHz zasięg około 14 m p.p.t., anteny 400 MHz zasięg około 8 m p.p.t. Parametry pomiarowe dobrano w ten sposób, aby uzyskać możliwie duży zasięg głębokościowy dla każdej anteny (dotyczy to głównie anten o częstotliwościach 200 i 400 MHz). Materiał pomiarowy poddano przetwarzaniu obejmującemu kolejno następujące procedury: delete mean trace, DC-adjustment, time gain, finite impulse response, 2D average and finally topographic correction. Pomiary sejsmiczne przeprowadzono techniką refrakcyjną za pomocą aparatury Geode-24 oraz trójskładowych geofonów 4,5 Hz (składowa X równoległa do kierunku profilu, składowa Y prostopadła do kierunku profilu). Falę sejsmiczną wzbudzano za pomocą udaru czterokilogramowym młotem. Punkty wzbudzania położone były między każdym czujnikiem. Zastosowano 8-krotne składanie sygnału. Na etapie przetwarzania i interpretacji rejestracje przefiltrowano w zakresie do 150 Hz. Obliczenia modelu prędkościowego i głębokościowego ośrodka dokonano metodą czasu wzajemnego (reciprocal traveltimes method). Korekty modelu dokonano metodą analizy odwrotnej. Rejestracje sejsmiczne zostały także wykorzystane do analizy techniką MASW (Mutlichannel Analysis of Surface Waves). 4. Warunki geologiczne w rejonie badań Badania wykonano na osuwisku nr 17 położonym wzdłuż drogi nr 28 w Mucharzu koło Wadowic (rys 4.1a). Osuwisko pod względem geograficznym położone jest na Pogórzu Śląskim, na południowo-wschodnim zboczu Tarnawskiej Góry (503 m n.p.m.). Obszar ten położony jest na zachodniej stronie doliny rzeki Skawy w rejonie realizowanego zbiornika wodnej Świnna Poręba. 469

6 Z. PILECKI i in. Rozdzielczość rozpoznania nieciągłości w ośrodku silnie niejednorodnym Teren badań położony jest w obrębie utworów jednostki magurskiej w sąsiedztwie jej nasunięcia na jednostkę śląską. Wybór ten był związany z odpowiednią dla realizacji zadań badawczych charakterystyką geologiczno-inżynierską osuwiska oraz wystarczającym rozpoznaniem geologiczno-inżynierskim przebiegu jego powierzchni poślizgu (mat. niepubl.). Wybór osuwiska wynikał również z jego cech strukturalnych i właściwości fizyczno- -mechanicznych ośrodka charakterystycznych dla osuwisk w utworach fliszu karpackiego. Osuwisko ma charakter konsekwentno-strukturalny, skalno-zwietrzelinowy i złożony ze względu na rozwinięte w kilku kierunkach powierzchnie poślizgu. Koluwia składają się z nadkładu czwartorzędowego wykształconego w postaci glin zwietrzelinowych i fragmentów skał zwietrzelinowych i brekcji tektonicznej (rys. 4.1b). W podłożu występują warstwy inoceramowe o przewadze iłołupków i łupków pstrych nad osadami piaskowcowo-mułowcowymi. a) b) Rys Lokalizacja pomiarów geofizycznych (a) oraz typowy profil geologiczny z rejonu badań (b) Fig A scheme of the study area (a) with a typical geological profile (b) 5. Analiza wyników badań Prezentację wyników pomiarów ograniczono do fragmentu profilu o długości 35 mb w górnej części osuwiska. W tej części ośrodka analiza stateczności wskazywała na największy rozwój procesu osuwiskowego. Wyniki pomiarów georadarowych Najkorzystniejsze rezultaty uzyskano za pomocą anten o częstotliwości 200 MHz. Na echogramie widoczna jest granica na głębokości 3,5 4 m p.p.t. (rys. 5.1). Jej przebieg jest niemal równoległy do powierzchni terenu. 470

7 WARSZTATY 2007 z cyklu: Zagrożenia naturalne w górnictwie Rys Wyniki pomiarów georadarowych wykonanych trzema antenami o częstotliwości 50 Hz (a), 200 Hz (b) i 400 Hz (c) na profilu A B (Pilecki i in. 2007) Fig Results of GPR measurements made with three antennas of frequency (a) 50 MHz, (b) 200 MHz, and (c) 400 MHz along A B line (Pilecki et al. 2007) Na echogramie obserwuje się silny podwójny refleks w odległości około 85 cm od siebie. Na echogramie zarejestrowanym przy pomocy anteny 50 MHz granica ta jest widoczna na głębokości 4 m p.p.t. Granica ta odpowiada kontaktowi między nadkładem czwartorzędowym a zwietrzałym podłożem trzeciorzędowym. Na echogramie zarejestrowanym anteną 400 MHz granica ta jest praktycznie niewidoczna. Na echogramach zarejestrowanych przy pomocy anten o częstotliwości 50 i 200 MHz widoczne są płaszczyzny poślizgu osuwiska. Zaznaczają się one jako przerwania ciągłości horyzontów refleksyjnych przebiegające niezgodnie do tych horyzontów. 471

8 Z. PILECKI i in. Rozdzielczość rozpoznania nieciągłości w ośrodku silnie niejednorodnym Wyniki pomiarów sejsmicznych Na rysunku 5.2 przedstawiono przykładowe zapisy falowe dla trzech składowych Z, X, Y dla PS = 2,5 m (źródło drgań odsunięte na odległość 2,5 m od pierwszego czujnika). Rys Przykładowe pole falowe na profilu I I : składowa pionowa Z (a); składowa pozioma X (b), składowa pozioma Y (c) Fig Exemplary wavefield along I I line: Z-component (a); X-component (b); Y-component (c) Ze względu na trudności w wyznaczeniu fali refrakcyjnej P na zapisach składowej Y (zaznaczona przerywaną linią) przetwarzanie i interpretację przeprowadzono dla składowej Z i X. W przypadku profilowania refrakcyjnego fali typu P, na podstawie dotychczasowych doświadczeń w rozpoznaniu sejsmicznym budowy ośrodka fliszu karpackiego, przyjęto trójwarstwowy model ośrodka. Wyniki pomiarów przedstawiono w postaci refrakcyjnych przekrojów prędkościowo-głębokościowych dla fragmentu profilu I II (rys. 5.3). Rys Wyniki profilowania refrakcyjnego na profilu I I ; składowa pionowa Z (a); składowa pozioma X (b) Fig Results of refraction profiling at profile I I ; Z-component (a) X-component (b) Generalnie, wyniki pomiarów są zgodne z danymi geologiczno-inżynierskimi pozyskanymi z czterech otworów badawczych. W warstwie przypowierzchniowej prędkość fali refrakcyjnej typu P zmienia się od 220 m/s do 280 m/s. Są to prędkości charakterystyczne dla utworów rozluźnionych typu koluwiów osuwiskowych zawierających grunty spoiste z rumoszem 472

9 WARSZTATY 2007 z cyklu: Zagrożenia naturalne w górnictwie z przewagą glin zwięzłych i iłów. Warstwa druga o prędkości fali sejsmicznej 1700 m/s charakteryzuje silnie zwietrzały masyw skalny z wypełnieniami materiałem ilastym (glinami zwięzłymi). W warstwie najgłębszej prędkość refrakcyjna fali P 2400 m/s charakteryzuje mniej spękany, lecz prawdopodobnie nienaruszony procesami osuwiskowymi masyw skalny. Obliczone położenia granic nieciągłości na obu przekrojach sejsmicznych (rys. 5.3a i 5.3b) nieznacznie się różnią w granicach błędów, co oznacza, że rejestracje składowej pionowej Z i poziomej X (równoległej do kierunku profilu) są przydatne do interpretacji tego typu granic. Pokazana na przekrojach górna granica refrakcyjna, położona na głębokości około 4 m, jest przypuszczalnie podstawową powierzchnią poślizgu. Wyniki analizy MASW 1D dla różnych składowych Z, X i Y przedstawiono na rysunkach od 5.4 do 5.6. Większa częstotliwość fali typu S pozwala na czytelne wyróżnienie strefy nieciągłości na głębokości około 3 4 m (rys 5.4 i 5.5). Rys Wyniki analizy MASW 1D dla odsunięcia PS = 5 m i propagacji fali w kierunku upadu warstw na profilu I I ; składowa Z (a), składowa X (b), składowa Y (c) (Pilecki i in. 2007) Fig Results of MASW analysis for 5 m shot point offset and wave propagation along layers dip direction: Z-component (a); X-component (b); Y-component (c) (Pilecki et al. 2007) Rys Wyniki analizy MASW dla odsunięcia PS = +5 m i propagacji fali w kierunku przeciwnym do upadu warstw na profilu I I ; składowa Z a), składowa X b), składowa Y (c) (Pilecki i in. 2007) Fig Results of MASW analysis for +5 m shot point offset and wave propagation against layers dip direction: Z-component (a); X-component (b); Y-component (c) (Pilecki et al. 2007) 473

10 Z. PILECKI i in. Rozdzielczość rozpoznania nieciągłości w ośrodku silnie niejednorodnym Nieciągłość wyraźniej zaznacza się na rejestracjach fali propagującej zgodnie z kierunkiem upadu warstw (rys. 5.4). W warunkach propagacji fali S w kierunku przeciwnym do upadu warstw obliczona granica nieciągłości koreluje się dobrze jedynie dla składowej pionowej Z (rys. 5.5a). W takich warunkach interpretacja rejestracji składowej X oraz w dużym stopniu składowej Y jest obarczona zbyt dużym błędem. Rozbieżność wyników prawdopodobnie jest związana z tłumieniem fali, co uwidacznia się w położeniu dominujących częstotliwości na znormalizowanych zapisach widm. W warunkach większych odsunięć PS rozdzielczość rozpoznania nieciągłości maleje, zwłaszcza dla rejestracji składowej Y (rys. 5.6). Natomiast dominujące częstotliwości wyraźnie przesuwają się w kierunku niższych częstotliwości od 50 do 30 Hz. Rys Wyniki analizy MASW dla odsunięcia PS = +70 m na profilu I I ; składowa Z (a), składowa X (b), składowa Y (c) Fig Results of MASW analysis for +70 m shot point offset: Z-component (a); X-component (b); Y-component (c) 474

11 WARSZTATY 2007 z cyklu: Zagrożenia naturalne w górnictwie 6. Podsumowanie Projektując pomiary metodą georadarową i sejsmiczną dokonujemy optymalnego wyboru między zasięgiem rozpoznania a jego rozdzielczością. Metodyka pomiarowa powinna być opracowana na podstawie możliwe pełnej informacji geologiczno-inżynierskiej. W przeprowadzonych testach w warunkach fliszu karpackiego najkorzystniejsze wyniki rozpoznania nieciągłości uzyskano dla anteny 200 MHz, przy czym interesujące są również elementy rozpoznania dokonane za pomocą anteny 50 MHz. W metodzie sejsmicznej rozdzielczość rozpoznania jest niższa, lecz jej zasięg przy odpowiednim schemacie pomiarowym i doborze energii źródła jest zdecydowanie większy w porównaniu do metody georadarowej. Dla sejsmiki młotkowej zasięg głębokościowy rozpoznania nie przekracza m w warunkach fliszu karpackiego. Profilowanie refrakcyjne w połączeniu z techniką MASW 1D wydaje się być rozwiązaniem korzystnym w warunkach fliszu karpackiego. Dla osiągnięcia optymalnych wyników tą techniką wystarczy rejestrować składową pionową fali sejsmicznej, a odległość między geofonami przyjąć od 2 do 3 m. Źródło fali (PS) nie powinno być znacząco odsunięte od profilu (do 20% długości profilu). Odsunięcie PS-u dla techniki młotkowej w bardzo dużym stopniu pogarsza jakość rozpoznania w warunkach fliszu karpackiego. Przedstawione wyniki badań wymagają dalszych analiz, a zwłaszcza przeprowadzenia testów w zróżnicowanych warunkach zawodnienia ośrodka. Praca finansowana ze środków na naukę w latach jako projekt badawczy nr 4T12B Literatura [1] Annan A. P. 2001: Ground Penetrating Radar. Workshop Notes, Sensors & Software, Mississauga, Ontario. [2] Annan A. P., Cosway S.W. 1994: GPR frequency selection. Abstracts SAGEEP, Boston, Massachusetts, March. Reprinted by Sensors and Software Inc. PEMD #97. [3] Bestyński Z., Trojan J. 1975: Metody geofizyczne w badaniach stateczności zboczy skalnych. Mat. Badawcze, seria specjalna nr 4, IMiGW, Warszawa. [4] Dec J., Ślusarczyk R., Wojcik A. 2004: Evaluation of Muszyna Leluchow landslide s stability in geophysical surveys. Proc. of the Risk Caused by the Geodynamic Phenomena in Europe, Wysowa maj, 2004, PIG Warszawa, 60 62, (abstract). [5] Dokumentacja geologiczno-inżynierska osuwisk dla potrzeb projektowania zabezpieczeń drogi nr 28 na odcinku Mucharz Tarnawa Dolna w ramach zadania Budowa Zbiornika Wodnego Świnna Poręba, Państwowy Instytut Geologiczny, Kraków, 2005, (praca niepublikowana). [6] Doerksen K. 2002: Improved Optical Positioning for GPR Based Structure Mapping. Proc. of the Ninth International Conference on GPR, Santa Barbara, USA. [7] Dziewański J., Pilecki Z. 2002: Ocena warunków geologiczno-inżynierskich na terenie powierzchniowych ruchów masowych na przykładzie osuwiska w Zgłobicach. Studia, Rozprawy, Monografie 109, Wyd. IGSMiE PAN, Kraków. [8] Karczewski J., Ziętek J. 2002: Wykorzystanie metody georadarowej w geofizyce środowiska, Publ. of the Inst. of Geoph. Polish Academy of Science, M-27 (352),

12 Z. PILECKI i in. Rozdzielczość rozpoznania nieciągłości w ośrodku silnie niejednorodnym [9] Noon D. 1996: Stepped-frequency radar design and signal processing enhances ground penetrating radar performance. Ph.Thesis, Queensland, Australia. [10] Pilecki Z., Ziętek J., Karczewski, Pilecka E., Kłosiński J. 2007: The effectiveness of recognizing of failure surface of the Carpathian flysch landslide using wave methods. Mat. 13th European Meeting of Environmental and Engineering Geophysics, 3 5 September 2007, Istanbul. [11] Rafaelsen B. 2005: Seismic resolution and frequency filtering. Mat. Svalex 2005, Univ. Tromsø, Norway. [12] Ślusarczyk R. 2001: Możliwości zastosowania geofizyki inżynierskiej w problematyce budownictwa lądowego i wodnego. [W:] Geofizyka w inżynierii i ochronie środowiska, Dębe, marzec 2001, WGGiOŚ AGH, Kraków, [13] Wollny K. G., Bertold A. 1998: GPR measurements on active, stabilized and potential landslides. Proc. of the Seventh International Conference on GPR, Kansas, USA, Resolution of discontinuities recognition in high heterogeneous medium with the help of GPR and seismic method The effectiveness of discontinuities recognition with the help of GPR and seismic methods in Carpathian flysch has been described. GPR surveys carried out by antennas of different frequency in the aim of comparison of their resolution in measurements conditions. Seismic surveys were directed on P-wave and S-wave recognition quality using refraction profiling and 1D MASW technique. Obtained results let to choose the optimal methodology having account geological engineering conditions in the investigation site. Przekazano: 31 marca 2007 r. 476