Możliwości identyfikacji stref osłabienia w strukturze złoża rud miedzi metodą prześwietlania sejsmicznego

Transkrypt

1 Międzynarodowy Kongres Górnictwa Rud Miedzi 2012 Możliwości identyfikacji stref osłabienia w strukturze złoża rud miedzi metodą prześwietlania sejsmicznego Z. Pilecki* Z., M. Laskowski**, R. Czarny*, J. Wróbel**, A. Hryciuk**, E. Koziarz**, K. Krawiec*, E. Pilecka* *Instytut Gospodarki Surowcami Mineralnymi i Energią PAN **KGHM Polska Miedź SA O/ZG Rudna STRESZCZENIE: Celem badań było rozpoznanie stref osłabienia w strukturze górotworu metodą sejsmicznego prześwietlania. Badania przeprowadzono w rejonie chodników T-169 w otoczeniu zniszczonego górotworu w wyniku wyrzutu gazów i skał. Górotwór w rejonie pomiarowym był zbudowany z warstw: piaskowca, łupku ilastego, dolomitu i anhydrytu. Do określenia pola prędkości fali poprzecznej i podłużnej posłużono się algorytmem SIRT (Simultaneous iterative reconstruction technique). Inwersję danych sejsmicznych przeprowadzono dla dwóch wariantów prostoliniowego i krzywoliniowego przebiegu promieni sejsmicznych. Wyniki obliczeń tomograficznych pokazały wyraźne spadek prędkości fali P w granicach od 4000 do 4150 m/s w strefie osłabienia związanej z wyrzutem gazów i skał w odniesieniu do średniej prędkości tej fali dla całego obszaru badań wynoszącej 4650 m/s. Wyznaczona strefa osłabienia jest przypuszczalnym zasięgiem skutków wyrzutu poszerzona o strefę przejściową (zeszczelinowacenia). Błąd średni pomiarów wynoszący w przypadku fali typu P ok. 60 m/s wskazywał na dużą wiarygodność otrzymanych wyników. Wyniki badań posłużyły do sformułowania wniosków odnośnie sejsmicznego monitorowania struktury górotworu w trakcie prowadzonych robót przygotowawczych w złożu rudy miedzi na dużych głębokościach. SŁOWA KLUCZOWE: Prześwietlania sejsmiczne, strefa osłabienia, eksploatacja rud miedzi 1. WPROWADZENIE Tomografię sejsmiczną przeprowadzono w celu rozpoznania struktury górotworu wraz ze strefami osłabienia w otoczeniu zniszczeń spowodowanych wyrzutem gazów i skał. Badania zostały wykonane w rejonie chodników T,W-169 w ZG Rudna na głębokości ok m. Wyniki badań posłużyły do sformułowania wniosków, które mogą być wykorzystywane, w monitorowaniu struktury i właściwości górotworu w trakcie prowadzonych robót rozcinkowych i przygotowawczych w złożu rudy miedzi. Badania sejsmiczne wykonał zespół pracowników IGSMiE PAN przy współpracy z pracownikami ZG Rudna. 1

2 2. WYBRANE ZAGADNIENIA TEORETYCZNE TOMOGRAFII SEJSMICZNEJ W zastosowanej technice tomografii sejsmicznej wykorzystywana jest fala bezpośrednia typu P (podłużna) i S (poprzeczna). Na podstawie czasu przebiegu fali od źródła do odbiornika obliczane jest pole prędkości na obszarze ograniczonym rozmieszczonymi punktami wzbudzania (PS) i odbioru. Do określenia pola prędkości fali poprzecznej i podłużnej w partii górotworu ograniczonego wyrobiskami T-150a i H-6a w ZG Rudna posłużono się algorytmem SIRT (Simultaneous iterative reconstruction technique) (Gilbert 1972). Jest to zmodyfikowana wersja metody Kaczmarza (1937). Zalicza się ona do iteracyjnych algorytmów rekonstrukcji pola prędkości na podstawie pomierzonych czasów pierwszych wstąpień fal sejsmicznych, określonych wzdłuż promieni sejsmicznych przechodzących przez badany obszar od źródła do odbiornika. Obszar ten jest dyskretyzowany na skończoną liczbę cel (oczek) o określonych wartościach spowolnienia fali sejsmicznej s j (odwrotność prędkości) (rys. 1). Rys. 1. Schemat dyskretyzacji prześwietlanego obszaru. Figure 1. The scheme of discretization of the research region Obliczony całkowity czas propagacji fali dla promienia przechodzącego przez wszystkie cele opisuje wzór: gdzie: obliczony czas dla k-tego promienia sejsmicznego, długość k-tego promienia sejsmicznego w j-tej celi, spowolnienie j-tej celi. (1) Czas propagacji fali dla wszystkich promieni może być zapisany w postaci: gdzie: (2) wektor czasów, 2

3 wektor spowolnienia, macierz długości promieni sejsmicznych, W tomografii sejsmicznej poszukiwany jest wektor spowolnienia S, mając dany wektor pomierzonych czasów T i długości promieni sejsmicznych D. W tym celu rozwiązuje się zagadnienie odwrotne przekształcając wzór (2) w następujący sposób: W praktyce równanie to jest trudne do rozwiązania ponieważ macierz D jest macierzą rzadką z nadmiarem informacji. Jednym ze sposobów na znalezienie rozwiązania jest stosowanie procedur optymalizacyjnych, iteracyjnych takich jak SIRT. Podstawowym założeniem metod iteracyjnych jest wielokrotna korekta wartości spowolnień w dopasowaniu do tras przebiegu promieni sejsmicznych do momentu uzyskania jak najmniejszego błędu zgodności pomiędzy macierzami pomierzoną a obliczoną. Rysunek 2 przedstawia schemat algorytmu SIRT, który można wyróżnić trzy etapy realizacji obliczeń. (3) Rys. 2. Schemat algorytmu SIRT Figure 2. Scheme of SIRT algorithm Krok pierwszy obejmuje rozwiązanie zagadnienia prostego, czyli obliczenie czasów teoretycznych dla założonego modelu początkowego zawierającego informację o spowolnieniach i długościach promieni w poszczególnych celach: (4) 3

4 Krok drugi to obliczenie poprawki dla każdej celi przez zbadanie wszystkich promieni przecinających każdą z cel i uśrednienie obliczonych poprawek dla każdego promienia. Obliczone poprawki można podzielić na dwie kategorie: poprawki dodawane i poprawki mnożone. W wariancie poprawek dodawanych każda cela uzyskuje poprawkę wagową. Parametr wagowy poprawki jest funkcją długości promienia w każdej celi d kj i różnicy czasu pomierzonego z obliczonym dla trasy przebytej przez promień w danej celi (Dines, Lytle, 1979): gdzie: czas pomierzony dla danej celi, czas obliczony dla danej celi, q iteracja. (5), Nowa wartość spowolnienia będzie wynosiła: (6) Poprawkę mnożoną uzyskuje się poprzez obliczenie stosunku czasu pomierzonego do czasu obliczonego:. (7) Nowa wartość spowolnienia w tym przypadku będzie wynosiła:. (8) W ostatnim etapie poprawki są wprowadzane do wartości spowolnień w poszczególnych celach tworząc dane do kolejnej iteracji (q+1). Zatem, jeśli zsumowana długość cząstkowych promieni jest za mała w odniesieniu do czasu przebiegu fali od źródła do odbiornika to wartości spowolnienia w poszczególnych celach maleją. Możliwa jest sytuacja odwrotna. Jeśli wszystkie poprawki zostaną wprowadzone następuje zakończenie etapu. Powstaje nowy model z nowymi wartościami spowolnień gotowy do kolejnej iteracji. Proces jest powtarzany do momentu, aż czas obliczony dla promieni sejsmicznych nowo powstałego modelu będzie zbliżony do pomierzonego pod względem wartości błędu. 3. WARUNKI GEOLOGICZNO-GÓRNICZE W REJONIE BADAŃ [7] Północno-wschodnia część złoża Rudna, Sieroszowice oraz cały obszar Głogowa Głębokiego Przemysłowego znajduje się w strefie zredukowanych miąższości serii węglanowej (10-15 m). W znaczącej części złoża seria węglanowa niweluje w części stropowej paleorelief na poziomie strefy kontaktowej węglanów z anhydrytem, a części spągowej lokalnie odwzorowuje deniwelacje odziedziczone po strukturach wydmowych czerwonego spągowca. Złoże Rudna należy do złóż typu pokładowego. Charakteryzuje się ono zmienną miąższością, zmienną intensywnością okruszcowania, a także zróżnicowaną budową wewnętrzną. Seria złożowa obejmuje trzy ogniwa litologiczne skał: piaskowce, łupki ilaste i dolomityczne oraz wapienie i dolomity. Wykształcenie litologiczne serii złożowej jest związane z obecnością stref depresji i elewacji stropu piaskowca. W strefach depresji złoże występuje w piaskowcach, łupkach miedzionośnych i dolomitach (ilastych, smugowanych i wapnistych). W strefach elewacji, przy 4

5 litologicznym braku łupków i dolomitów ilastych oraz znacznej redukcji dolomitów smugowanych złoże występuje w dolomitach (wapnistych, organogenicznych lub piaszczystych) oraz piaskowcach, w których miąższość okruszcowania znacząco wzrasta. Dla strefy elewacji charakterystyczne jest występowanie piaskowca o spoiwie anhydrytowym w formie nieregularnych płatów o zmiennej miąższości i zanikającej mineralizacji siarczkowej oraz niewielkie ilości lub brak łupków. Piaskowce anhydrytowe nie zostały stwierdzone w depresjach stropu białego spągowca (między elewacjami). Piaskowce anhydrytowe są skałami bardzo zwięzłymi i zbitymi, o barwie ciemnoszarej, często makroskopowo przypominają anhydryt. Miąższość piaskowców anhydrytowych waha się od kilkudziesięciu centymetrów do 20 m. Elewacje stropu białego spągowca mają przebieg NNW-SSE. Ich długość wynosi do 15 km, szerokość nie przekracza l,5 km, wysokość względna (od poziomu depresji) osiąga 35 m, a odległości między kolejnymi, równoległymi grzbietami elewacji waha się od 2 do 3,5 km. Wiązka wyrobisk T,W-169 wchodzi w ciąg głównych wyrobisk na poziomie 1300 łączącym szyb R-XI O/ZG Rudna'" z projektowanym szybem GG-1, zlokalizowanym w obszarze górniczym Głogów Głęboki Przemysłowy. Są one kontynuacją wiązki T,W-269 wykonanej do wysokości pochylń H-20, 21, 22, 23 od szybu R-XI w kierunku projektowanego szybu GG-1. Prowadzone roboty górnicze charakteryzują się następującymi parametrami: - Rozstaw osi wyrobisk około 30 m, przecinki pomiędzy chodnikami wykonywane są w osiach co około 60 m, wysokość wyrobisk około 3,0 m. - Wiązka wyrobisk T-169a, T-169 i W-169 drążona jest od pochylni H-20 w kierunku projektowanych pochylni (kierunek północny). - Wyrobiska o wymiarach ~7,0 m x 3,2 m (szerokość x wysokość) drążone są metodą klasyczną z użyciem materiałów wybuchowych. - Strop zabudowuje się kotwami klejowymi długości l,6 m w siatce 1,2 x 1,2m. 4. BADANIA METODĄ PRZEŚWIETLANIA SEJSMICZNEGO W REJONIE WIĄZKI WYROBISK T,W W ZG RUDNA 4.1. Metodyka pomiarowa Pomiar tomografii sejsmicznej w ZG Rudna polegał na rozmieszczeniu czujników i punktów wzbudzenia wokół prostokątnego obszaru ograniczonego wyrobiskami pokazanymi na rysunku 3. Pomiar został podzielony na dwa etapy według schematu przedstawionego na rysunku 4 w celu zwiększenia liczby promieni sejsmicznych. Źródłem sejsmicznym wykorzystanym do badań był udar młota o wadze 5kg. Wykonano łącznie 62 punkty wzbudzenia z sumowaniem 5 uderzeń w każdym punkcie w 46 różnych miejscach. Próbkowanie sygnału wynosiło 0,125 ms, a czas rejestracji 0,5s. Zastosowano geofony 40 Hz o charakterystyce typu omni, instalowane bezpośrednio w ociosie w piaskowcu w otworach o średnicy 6mm (dla nóżki geofonu). Miejsce instalacji sprawdzano pod kątem odspojenia skał na ociosie. 5

6 Rys. 3. Schemat rozmieszczenia czujników i punktów wzbudzenia w rejonie chodników T,W-169 Figure 3. Schematic layout of sensors and excitation points in the region of roadways T,W-169 Rys. 4. Schemat rozmieszczenia czujników i punktów wzbudzenia z uwzględnieniem kolejności prowadzonych prac pomiarowych w rejonie chodników T,W 169 Figure 4. Schematic layout of sensors and excitation points, taking into account the order of the work in the T, W 169 measuring area 6

7 4.2. Zastosowana aparatura pomiarowa Pomiary sejsmiczne przeprowadzone zostały za pomocą 24 kanałowej aparatury sejsmicznej Geode produkcji USA. Aparatura ta składa się z jednostki centralnej (zabezpieczonej pyłoszczelnie, odpornej na typowe uderzenia mechaniczne i zawilgocenia) oraz laptopa produkcji Panasonic typu ruggedized, zestawu kabli i czujników. Aparatura ta charakteryzuje się dynamiką systemową 144 db i rozdzielczością 24 bitów. Do pomiarów wykorzystano geofony o częstotliwości własnej 40 Hz produkcji Geospace, USA. System pomiarowy był obsługiwany za pomocą oprogramowania MGOS (ang. Multiple Geode Operation System) firmy Geometrics Inc. produkcji USA. Dane zostały zapisane w formacie sejsmicznym SEG Metodyka interpretacyjna Interpretację pomierzonych danych tomografii sejsmicznej przeprowadzono w dwóch etapach przetwarzania danych i graficznego opracowania map izolinii prędkości dla badanego obszaru. Do przetwarzania danych wykorzystano dwa programy: PickWin z pakietu oprogramowania sejsmicznego SeisImager oraz GeoTomCG. Przetwarzaniedanych polegało na wykonaniu następujących procedur: a) Wczytanie danych do programu PickWin. b) Filtracja częstotliwościowa i analiza tras pod kątem identyfikacji różnych typów fal sejsmicznych. Na rysunku 5 przedstawiono przykład sejsmogramu z rejonu chodników T,W 169. c) Wyznaczenie czasów pierwszych wstąpień fali podłużnej i poprzecznej. d) Wczytanie wyznaczonych czasów do programu GeoTomCG wraz z geometrią pomiaru. e) Deklarowanie początkowego modelu prędkości oraz dyskretyzacja badanego obszaru na skończoną liczbę cel. f) Wykonanie obliczeń inwersji dla dwóch wariantów przebiegu promieni sejsmicznych (prostoliniowego i krzywoliniowego rys. 6). g) Analiza otrzymanego modelu w wyniku inwersji pod kątem wielkości błędów dopasowania czasów obliczonych dla modelu wynikowego z czasami pomierzonymi. Błędy dopasowania przedstawiane są w postaci dwóch uogólnionych parametrów statystycznych: sumy różnic między czasem obliczonym a czasem pomierzonym dla wszystkich promieni (sum residuals) oraz pierwiastka błędu średniokwadratowego (RMS). Oba parametry obliczane są automatycznie przez program GeoTomCG po każdej iteracji. Dodatkowo po skończeniu obliczeń możliwy jest odczyt różnicy między czasami dla każdego promienia osobno. h) Weryfikacja wyznaczonych czasów pierwszych wstąpień fali w programie Pickwin w punktach, które wykazywały największe błędy dopasowania. i) Powtórne obliczenie inwersja dla udokładnionych danych. Etapy od f) do i) powtarzane są do momentu uzyskania zadawalającego rezultatu. Interpretacja kończy się na sporządzeniu map izolinii prędkości dla poszczególnych typów fal za pomocą programu Surfer i procedur interpolacyjnego wyznaczania w regularnej siatce wartości za pomocą metod statystycznych (rys. 8 i 9). 7

8 Rys. 5. Przykład rekordu sejsmicznego wraz z identyfikacja podstawowych typów fal sejsmicznych po filtracji (filtr pasmowy, cosinusowy: 60Hz 450Hz) Figure 5. Example of seismic record along with the identification of the basic types of seismic waves after filtration (60Hz 450Hz band pass, cosine filter) Rys. 6. Przykład przebiegu promieni sejsmicznych dla dwóch przypadków: prostoliniowego (po prawej) i krzywoliniowego (po lewej) Figure 6. Example of seismic rays run for two cases: the rectilinear (at right) and curvilinear (on the left) W celu ułatwienia identyfikacji fal sejsmicznych przeprowadzono modelowanie numeryczne propagacji fal w uproszczonym trójwarstwowym górotworze składającym się z warstw piaskowca dolomitu i anhydrytu za pomocą programu opracowanego przez Bohlena (2002). Dla przyjętych prędkości fal i parametrów fizyczno-mechanicznych charakterystycznych dla rejonu badań [7] obliczono obrazy pola falowego przedstawionego w wybranych fragmentach na rysunku 7. W przypadku składowej Y charakteryzującej rozwój fali typu P widać, że pierwsze wejścia mogą być 8

9 związane z falą bezpośrednią propagującą na całej grubości warstwy dolomitu. Fala typu S (składowa X) rozwija się z opóźnieniem w stosunku do fali typu P, lecz analogicznie pierwsze wejście tej fali związane jest z falą bezpośrednią w dolomicie. Rys. 7. Fazy rozwoju pola falowego modelowanego numerycznie w trójwarstwowym górotworze anhydryt - dolomit - piaskowiec. Rysunki z lewej strony obrazują składową drgań Y, a z prawej strony składową drgań X. Figure 7. Phases of development numerically modeled wave field in a three-layer rock mass of anhydritedolomite-sandstone. Drawings on the left show the Y vibration component, on the right side of X vibration component 4.3. Wyniki badań i ich analiza Fale typu P i S uwzględnione w interpretacji są falami bezpośrednimi propagującymi przez górotwór zbudowany z warstw: piaskowca, łupku, dolomitu i anhydrytu, przy czym znaczenie warstwy łupku jest niewielkie ze względu na niewielką grubość i lokalnie zanikającą warstwę. Parametry tomografii wykonanej w rejonie chodników T,W zestawiono w tabeli 1 dla fali podłużnej, a w tabeli 2 dla fali poprzecznej. Wyniki tomografii sejsmicznej analizowano w dwóch wariantach: rekonstrukcji prostoliniowej i krzywoliniowej przebiegu promieni sejsmicznych (rys. 8 i 9). Średnia prędkość fali typu P wyniosła około 4650 m/s. Na obu mapach izolinii prędkości fali podłużnej (rys. 8) widać wyraźny spadek prędkości od 4000 do 4150 m/s w rejonie wyrobiska T- 9

10 169a (czarna przerywana linia). Obszar zaznaczony przerywaną żółtą linią jest przypuszczalnym zasięgiem skutków wyrzutu gazów i skał. W wariancie tomografii krzywoliniowej strefa ta jest nieznacznie powiększona w porównaniu do wariantu prostoliniowego. Algorytm SIRT z warunkiem krzywoliniowym jest skuteczniejszy jeżeli najmniejsza obliczona prędkość jest mniejsza od średniej o 15 % (Lehman 2003), co można zaobserwować na rysunku 8. Tabela 1. Parametry tomografii sejsmicznej dla fali podłużnej Table 1. Parameters of seismic tomography for longitudinal wave Parametry Tomografia prostoliniowa Tomografia krzywoliniowa Liczba promieni sejsmicznych Ilość iteracji potrzebna do ustabilizowania modelu końcowego Suma odchyłek rezydualnych -2, Błąd RMS 0,21 0,20 Maksymalny błąd dopasowania czasu obliczonego i 0,58 ms 0,47 ms pomierzonego dla modelu wynikowego dla pojedynczego promienia sejsmicznego Średni błąd w wyznaczeniu prędkości 62 m/s 61 m/s Najmniejsza wartość pokrycia promieniami sejsmicznymi pojedynczej celi 6 6 Tabela 2. Parametry tomografii sejsmicznej dla fali poprzecznej Table 2. Parameters of seismic tomography for transversal wave Parametry Tomografia prostoliniowa Tomografia krzywoliniowa Liczba promieni sejsmicznych Ilość iteracji potrzebna do ustabilizowania modelu końcowego Sum odchyłek rezydualnych -1, Błąd RMS 0,31 0,30 Maksymalny błąd dopasowania czasu obliczonego i 0,9 ms 0,83 ms pomierzonego dla modelu wynikowego dla pojedynczego promienia sejsmicznego Średni błąd w wyznaczeniu prędkości 46 m/s 46 m/s Najmniejsza wartość pokrycia promieniami sejsmicznymi w pojedynczej celi 6 6 Na rysunku 9 zaprezentowano wyniki tomografii sejsmicznej dla fali poprzecznej w dwóch wariantach: rekonstrukcji prostoliniowego i krzywoliniowego przebiegu promieni sejsmicznych. Średnia prędkość fali typu S wyniosła około 2770 m/s. Podobnie jak w przypadku prędkości fali podłużnej na mapach widać wyraźny spadek prędkości od 2000 do 2400 m/s w rejonie wyrobiska T-169a (czarna przerywana linia), gdzie nastąpił wyrzut gazów i skał. Obszar zaznaczony przerywaną żółtą linią jest przypuszczalnym, wyinterpretowanym zasięgiem skutków tego wyrzutu. W wariancie tomografii krzywoliniowej strefa ta jest nieznacznie powiększona w porównaniu do wariantu prostoliniowego. 10

11 Rys. 8. Mapa pola prędkości fali typu P w tomografii prostoliniowej (a) i krzywoliniowej (b) z zaznaczoną strefą osłabienia (kolor niebieski) Figure 8. Map of the field of P-wave velocity in rectilinear tomography (a) and curvilinear (b) with a marked weakening zone (blue) Rys. 9. Mapa pola prędkości fali typu S w tomografii prostoliniowej (a) i krzywoliniowej (b) z zaznaczoną strefą osłabienia (kolor niebieski) Figure 9. Map of the field of S-wave velocity in rectilinear tomography (a) and curvilinear (b) with a marked weakening zone (blue) Wyniki obliczeń tomograficznych pokazują wyraźny spadek prędkości fali P w granicach od 4000 do 4150 m/s w strefie wyrzutu gazów i skał w odniesieniu do średniej prędkości tej fali dla całego obszaru badań wynoszącej 4650 m/s. Wyznaczona strefa anomalnych prędkości jest przypuszczalnym zasięgiem skutków tego wyrzut z uwzględnieniem zeszczelinowaconej strefy przejsciowej. Błąd średni pomiarów wynoszący w przypadku fali P ok. 60 m/s (do 2%) wskazuje na dużą wiarygodność otrzymanych wyników. Generalnie przeprowadzone badania dają stosunkowo logiczny i wiarygodny obraz struktury 11

12 górotworu w rejonie chodników T 169. Należy zauważyć, że strefa wyrzutu ma kształt nieregularny, wydłużony w kierunku prostopadłym do chodników T-169, a jej środek jest położony przed skrzyżowaniem w chodniku T-169a od strony chodnika 22/T WNIOSKI 1. Zaprojektowanie badań sejsmicznych wymaga podstawowej znajomości budowy i właściwości górotworu oraz dostępnych danych z kartowania ociosów wyrobisk oraz z otworów badawczych z obszaru badań lub jego sąsiedztwa. Warstwy skalne w strefie złoża rud miedzi charakteryzują się zmienną miąższością, zmienną intensywnością okruszcowania, zróżnicowaną budową wewnętrzną, a także lokalnym zeszczelinowaceniem, wykazującym niejednokrotnie zawodnienie. Projekt badań powinien uwzględniać wystarczająco duże pokrycie badanego obszaru promieniami sejsmicznymi, zwłaszcza w rejonie występujących dużych zmienności geologicznych - strukturalnych i materiałowych. 2. Wyinterpretowane anomalne zmiany prędkości fali sejsmicznej wymagają starannej korelacji z danymi geologicznymi ze względu na dużą ilość czynników mających wpływ na zmiany prędkości fal sejsmicznych. Analizując pole prędkości fali sejsmicznej należy wziąć pod uwagę, że jest wynikiem sumowania się wpływów wielu czynników związanych z niejednorodnością właściwości sejsmicznych ośrodka np. zróżnicowanego spękania i zeszczelinowacenia, zmienności litologicznej i facjalnej, zróżnicowania zawodnienia itp. W związku z tym w takiej analizie należy się posiłkować wszystkimi dostępnymi danymi geologicznymi lub pomiarami uzupełniającymi. 3. W przypadku identyfikacji stref osłabienia w warstwie dolomitu, korzystnie jest interpretować zmiany pola prędkości bezpośredniej fali typu S. Pole prędkości tej fali ze względu na większą energię w porównaniu do fali typu P ma większe możliwości prospekcyjne. Obrazy pola prędkości tej fali charakteryzują się również korzystniejszą rozdzielczością w porównaniu do pola prędkości fali P. Należy jednak wziąć pod uwagę trudności w wyznaczeniu pierwszego wejścia fali S dla krótszych promieni sejsmicznych. 4. W warunkach przeprowadzonych pomiarów sejsmicznych strefa osłabienia w postaci pustki z otaczającą strefą intensywnego zeszczelinowacenia została uwidoczniona w obrazach pola prędkości fal P i S stosunkowo wyraźnie. Podstawową zaletą tej mapy sejsmicznej jest rozpoznanie położenia strefy osłabienia wraz z jej nieregularnością. Wyniki i statystyka błędów uzyskane w tomografii prostoliniowej i krzywoliniowej są zbliżone, co świadczy o mniej skomplikowanych warunkach propagacji fal w rejonie pomiarowym. LITERATURA [1] Barton N., 1996: Estimating rock mass deformation modulus for excavation disturbed zone studies. Proc. of Excavation disturbed zone workshop, eds. J.B. Montino & C.D. Martin, September , Manitoba, Canada, [2] Bohlen T., 2002: Parallel 3-D Viscoelastic Finite-Difference Seismic Modelling. Computers [3] & Geosciences, 28(8), [4] Kaczmarz, S., 1937: Angenäherte Auflösung von Systemen linearer Gleichungen. Bulletin International de l'académie Polonaise des Sciences et des Lettres. Classe des Sciences Mathématiques et Naturelles. Série A, Sciences Mathématiques, vol. 35, [5] Dines, K., Lytle, J., 1979: Computerized geophysical tomography. Proc. IEEE, 67,

13 [6] Gilbert, P., 1972: Iterative methods for the three-dimensional reconstruction of an object from projections. J. Theor. Biol., 36, [7] Lehmann B., 2007: Seismic traveltime tomography for engineering and exploration applications. EAGE Publications. [8] Materiały dokumentacyjne KGHM Polska Miedź S.A. CAPABILITIES OF IDENTIFICATION OF WEAK ZONES IN STRUCTURE OF THE COPPER ORE DEPOSIT USING SEISMIC TOMOGRAPHY KEY WORDS: Seismic tomography, weakness zone, outbursts, exploitation of copper ores The objective of the researches was to identify zone of weakness in the structure of rock mass using seismic tomography. Generally, the study was conducted in the area of T-169 drifts in the vicinity of the rock mass destructed by gas and rock outbursts. Rock mass in the region of measurement was made of layers: sandstone, shale, dolomite and anhydrite. To determine the velocity field of the direct transverse and longitudinal waves are used algorithm SIRT (Simultaneous Iterative Reconstruction Technique). Inversion of seismic data was performed for two variants of rectilinear and curvilinear course of seismic rays. Tomographic results of the calculations showed a significant decrease in P-wave velocity ranges from 4000 to 4150 m/s in the zone of gas and rock outbursts in relation to the average velocity of this wave for the entire study area of 4650 m/s. The designated zone is supposed ejection zone extended with the transitional area (fractured zone). Average error rate of measurement in the case of P-waves of about 60 m/s showed the high reliability of the results. The results were used to reach conclusions about the seismic monitoring of rock mass structure in the course of preparatory work in the deposit of copper ore at great depths. 13