7 GEOLOGIA 2009 Tom 35 Zeszyt 4/1 7 46 WYBRANE PROBLEMY MAGNETOTELLURYCZNYCH I GRAWIMETRYCZNYCH BADAÑ STRUKTURALNYCH WE WSCHODNIEJ CZÊŒCI POLSKICH KARPAT Some problems of magnetotelluric and gravity structural investigations in the Polish Eastern Carpathians Micha³ STEFANIUK 1,2, Cezary OSTROWSKI 2, Pawe³ TARGOSZ 2 & Marek WOJDY A 2 1 Akademia Górniczo-Hutnicza, Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska; al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków; e-mail: stefan@geolog.geol.agh.edu.pl 2 Przedsiêbiorstwo Badañ Geofizycznych w Warszawie sp. z o.o.; ul. Jagielloñska 76, 03-301 Warszawa; e-mail: m_wojdyla@pbg.com.pl., targosz.pawel@interia.pl, c_ostrowski@pbg.com.pl Treœæ: W artykule przedstawione zosta³y wybrane rezultaty najnowszych badañ magnetotellurycznych i grawimetrycznych wykonanych we wschodniej czêœci Karpat polskich. Zreinterpretowane zosta³y wyniki regionalnych badañ magnetotellurycznych wykonanych wzd³u dwóch profili: Maniów Przemyœl i Radoszyce Przemyœl z wykorzystaniem najnowszych procedur inwersji 1D i 2D. W ramach prac interpretacyjnych przeanalizowana zosta³a dok³adnoœæ okreœlenia po³o enia granic opornoœciowych. Opracowane zosta³y przekroje opornoœci zawieraj¹ce g³ówne wyinterpretowane granice litologiczne i strefy tektoniczne. Zweryfikowane zosta³y modele budowy geologicznej wzd³u profili: Szczawne KuŸmina i Jaœliska Brzozów za pomoc¹ modelowañ pola si³y ciê koœci. Oszacowane zosta³y korelacyjne zale noœci pomiêdzy prêdkoœciami œrednimi fali sejsmicznej i wartoœciami anomalii rezydualnych si³y ciê koœci. Na podstawie uzyskanych równañ regresji skonstruowano regionalne mapy prêdkoœci œrednich. S³owa kluczowe: magnetotelluryka, grawimetria, interpretacja strukturalna, modelowania numeryczne, pole prêdkoœci Abstract: Selected results of recent magnetotelluric and gravity investigations made in eastern part of the Polish Carpathians were presented in the paper. Results of regional magnetotelluric survey made along two profiles: Maniów Przemyœl and Radoszyce Przemyœl were reinterpreted with the use of state-of-the-art 1D and 2D inversion procedures. The accuracy of the evaluation of a depth of interpreted resistivity boundaries was analysed in the framework of interpretation works. Resistivity cross-sections including main interpreted lithological boundaries and tectonic zones were made. Geological models along profiles: Szczawne KuŸmina and Jaœliska Brzozów were verified with the use of gravity force modelling. Correlation dependences between average velocities of seismic wave and values of residual anomalies of gravity force were evaluated. Regional maps of average velocities were constructed based on obtained regression equations. Key words: magnetotellurics, gravity method, structural interpretation, computer modelling, velocity field
8 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a WSTÊP W latach 2006 2009 wykonana zosta³a analiza i reinterpretacja danych magnetotellurycznych i grawimetrycznych w obszarze transgranicznym, po³o onym w brze nej strefie nasuniêcia wschodniej czêœci Karpat polskich (Fig. 1). Badania powy sze wykonane zosta- ³y w ramach projektu naukowo-badawczego finansowanego przez Ministerstwo Nauki i Informatyzacji pt. Badania transgraniczne wg³êbnych struktur geologicznych brze nej strefy Karpat w aspekcie odkryæ i udostêpnienia nowych z³ó ropy naftowej i gazu ziemnego, prowadzonego przez Zak³ad Surowców Energetycznych, Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska Akademii Górniczo-Hutniczej im. Stanis³awa Staszica w Krakowie. G³ównym zadaniem badañ magnetotellurycznych i grawimetrycznych by³o dostarczenie dodatkowych, niezale nych danych wspomagaj¹cych interpretacjê sejsmicznych profilowañ refleksyjnych oraz weryfikacja wyników interpretacji strukturalnej. Interpretacja powierzchniowych danych geofizycznych, a w szczególnoœci sejsmicznych danych refleksyjnych, jest utrudniona w wybitnie skomplikowanym oœrodku geologicznym wygenerowanym w specyficznym wêÿle tektonicznym, jaki tworzy w tym rejonie interakcja nasuniêcia karpacko-stebnickiego ze strukturami pod³o a. W tej sytuacji dodatkowe informacje pochodz¹ce z niezale nych metod geofizycznych i odnosz¹ce siê do po³o enia i identyfikacji geologicznej g³ównych granic petrofizycznych pozwalaj¹ na istotne zmniejszenie prawdopodobieñstwa pope³nienia znacz¹cego b³êdu interpretacyjnego. Podstawow¹ rolê w interpretacji, a tak e przetwarzaniu danych sejsmicznych w z³o onym oœrodku geologicznym spe³nia prawid³owe oszacowanie rozk³adu prêdkoœci fali sejsmicznej. Obok standardowych metod coraz czêœciej w ostatnich latach wykorzystuje siê w tym celu dane niezale ne m.in. pochodz¹ce z przetworzenia pola si³y ciê koœci i rozk³adu opornoœci w oœrodku geologicznym. Celem magnetotellurycznych prac reinterpretacyjnych by³a weryfikacja wykonanej wczeœniej interpretacji sondowañ magnetotellurycznych z uwzglêdnieniem nowych danych geologicznych i geofizycznych oraz zastosowaniem nowych metod, algorytmów i oprogramowania komputerowego. Ich g³ównym zadaniem geologicznym by³a ocena g³êbokoœci zalegania i zró nicowania morfologii stropu pod³o a podtrzeciorzêdowego. Ze stropem prekambru zwi¹zana jest wyraÿna granica geoelektryczna oznaczaj¹ca skok opornoœci o 1 2 rzêdy wielkoœci. Z geoelektrycznego punktu widzenia rozpoznanie stropu pod³o a podtrzeciorzêdowego polega wiêc na okreœleniu po³o enia g³ównej, wysokooporowej granicy geoelektrycznej w przekroju geologicznym. Reinterpretacja badañ magnetotellurycznych wykonana zosta³a dla dwóch profili regionalnych oznaczonych jako: Radoszyce Przemyœl (nr 16) i Maniów Przemyœl (nr 17). Przedmiotem reinterpretacji s¹ wyniki badañ tzw. drugiej generacji wykonanych w latach 1998 2002 za pomoc¹ systemu magnetotellurycznego MT-1. W³aœciwe prace interpretacyjne poprzedzone zosta³y przegl¹dem wyników przetwarzania danych magnetotellurycznych w celu kontroli synchronizacji rejestracji na punktach pomiarowych i punkcie referencyjnym oraz oceny wp³ywu zak³óceñ elektromagnetycznych na krzywe sondowañ. W przypadkach w¹tpliwych wykonano kontrolnie reprocessing danych pomiarowych z zastosowaniem najnowszych procedur typu robust.
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 9 Istotnym problemem w geologicznej interpretacji wyników badañ magnetotellurycznych, a tak e w interpretacji kompleksowej, jest ocena dok³adnoœci okreœlenia g³êbokoœci granic geoelektrycznych. Powszechnie znanym problemem interpretacji iloœciowej danych geoelektrycznych jest ekwiwalentnoœæ z³o onych oœrodków powoduj¹ca czêsto istotne zró nicowanie wyników. Podstawowym zagadnieniem rozpatrywanym w tym kontekœcie jest rozdzielczoœæ metody, która jest mniejsza w porównaniu z sejsmiczn¹ metod¹ refleksyjn¹, co jest uwarunkowane zró nicowaniem fizycznych procesów propagacji fali sprê ystej i elektromagnetycznej. Mniejsza czu³oœæ metody magnetotellurycznej na zró nicowanie strukturalne oœrodka geologicznego jest jednak w niektórych przypadkach zalet¹ i pozwala na uzyskanie informacji o budowie geologicznej bardziej ogólnych, lecz wiarygodnych. W celu oceny dok³adnoœci odwzorowania g³êbokoœci po³o enia g³ównego horyzontu wysokooporowego wykonano dla profilu Maniów Przemyœl (nr 17) seriê interpretacji metod¹ inwersji 1D, stosuj¹c algorytm oparty na minimalizacji funkcji b³êdu metod¹ najmniejszych kwadratów (zwany dalej LSQ) oraz algorytm nale ¹cy do klasy stochastycznych procedur inwersyjnych, tzw. bardzo szybkiego symulowanego wy arzania (VFSA Very Fast Simulated Annealing). Obliczono znacznej wielkoœci losow¹ próbê modeli, dla których opracowano statystykê uzyskanych wyników. Zadaniem badañ grawimetrycznych by³o zweryfikowanie wyinterpretowanych na podstawie danych sejsmicznych i magnetotellurycznych przekrojów strukturalnych oraz ocena zale noœci pomiêdzy prêdkoœci¹ œredni¹ fali sejsmicznej a anomaliami rezydualnymi si³y ciê koœci. Weryfikacji dokonano poprzez obliczenie efektu grawitacyjnego od modeli strukturalno-gêstoœciowych opracowanych na podstawie tych przekrojów i porównanie z pomierzonymi wartoœciami pola si³y ciê koœci. Modelowania wykonano wzd³u profili Szczawne KuŸmina oraz Jaœliska Brzozów wykorzystuj¹c modele strukturalne i dane gêstoœciowe opracowane przez J. Kuœmierka. Niezale ne oszacowanie pola prêdkoœci odgrywa niezwykle istotn¹ rolê w poprawnym przetwarzaniu sejsmicznych danych pomiarowych i konwersji czasowo-g³êbokoœciowej sekcji czasowych, szczególnie dla dwuwymiarowych profilowañ refleksyjnych. Prace interpretacyjne i reinterpretacyjne przeprowadzono na podstawie wyników wczeœniejszych prac grawimetrycznych, magnetotellurycznych i wiertniczych. BADANIA MAGNETOTELLURYCZNE Badania magnetotelluryczne spe³ni³y podstawow¹ rolê w rozpoznaniu geologii pod- ³o a wschodniej czêœci Karpat polskich. G³êbokie badania geomagnetyczne i magnetotelluryczne prowadzone s¹ w polskich Karpatach od lat 60. (Jankowski 1967, Jankowski et al. 1991). W latach 1975 1980 obszar ten pokryty zosta³ siatk¹ profili magnetotellurycznych. Badania wykonane zosta³y z wykorzystaniem analogowej aparatury magnetotellurycznej, materia³y pomiarowe opracowane zosta³y manualnie, a krzywe sondowañ zinterpretowano graficznie (Œwiêcicka-Pawliszyn & Pawliszyn 1978, Œwiêcicka-Pawliszyn 1984, Molek & Klimkowski 1991). Wyniki tych badañ by³y podstaw¹ interpretacji geologicznych (WoŸnicki 1985, Ry³ko & Tomaœ 1995, 2005, ytko 1997). Niezale na interpretacja i reinterpretacja geofizyczna i geologiczna wykonana zosta³a na Wydziale Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska AGH (Kuœmierek et al. 1985, Kuœmierek & Stefaniuk 1986, Lemberger et al. 1998, Stefaniuk 2001).
10 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a W latach 1997 2001 w Karpatach polskich wykonano badania magnetotelluryczne systemem magnetotellurycznym nowej generacji MT-1 (Stefaniuk et al. 2000, 2001). We wschodniej czêœci Karpat zlokalizowano siedem profili przecinaj¹cych poprzecznie g³ówne kierunki strukturalne orogenu i dwa profile ogólnie zgodne z tymi kierunkami (Fig. 1). Fig. 1. Lokalizacja obszaru prac Fig. 1. Location of survey area
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 11 Podstaw¹ interpretacji geofizycznej i geologicznej danych magnetotellurycznych by³a 1D inwersja krzywych sondowañ (Stefaniuk 2001, 2003). Wyniki inwersji pos³u y³y do konstrukcji przekrojów opornoœciowych oraz map opornoœci na wybranych poziomach g³êbokoœciowych. Mapy te obrazuj¹ przestrzenny rozk³ad opornoœci i stanowi¹ podstawê interpretacji stref tektonicznych zaznaczaj¹cych siê poprzez wyraÿne poziome kontrasty opornoœciowe. Rozmieszczenie punktów pomiarowych pozwoli³o na opracowanie mapy strukturalnej stropu pod³o a wysokooporowego oraz rozk³adu opornoœci na tej powierzchni. Metod¹ korelacji wyników interpretacji pojedynczych sondowañ skonstruowano przekroje geoelektryczne z elementami interpretacji geologicznej (Stefaniuk 2001, 2003). Jak wspomniano we wstêpie, zreinterpretowane zosta³y wyniki badañ magnetotellurycznych wykonanych wzd³u dwóch profili regionalnych: Radoszyce Przemyœl i Maniów Przemyœl. Przedmiotem reinterpretacji i reprocessingu by³y wyniki badañ wykonanych w latach 1998 2002 za pomoc¹ systemu magnetotellurycznego MT-1. Krzywe sondowañ i pozosta³e parametry magnetotelluryczne, obliczone w wyniku przetwarzania danych pomiarowych, stanowi¹ podstawowy zbiór danych przeznaczonych do analizy i interpretacji zarówno geofizycznej, jak i geologicznej. Sposób postêpowania w pracach reinterpretacyjnych i wczeœniejszej interpretacji by³ zbli ony. Uwzglêdniono w nich poprawione krzywe sondowañ, nowe dane magnetotelluryczne oraz nowe informacje geologiczne i wiertnicze. Wykorzystano te najbardziej nowoczesne rozwi¹zania programowe w tzw. inwersji 2D i 1D. Wyniki interpretacji weryfikowane by³y z wykorzystaniem danych z otworów wiertniczych. W szczególnoœci rozk³ady opornoœci w otworach wiertniczych wyinterpretowane z danych geofizyki wiertniczej wykorzystane zosta³y w interpretacji tzw. sondowañ parametrycznych. Oœrodek geologiczny, a zatem i oœrodek geoelektryczny, w po³udniowej i centralnej czêœci obszaru badañ spe³nia w zasadzie warunki oœrodka 2D, przynajmniej w swojej górnej czêœci. W czêœci pó³nocnej, w strefie tzw. sigmoidy przemyskiej, oœrodek geoelektryczny ma charakter trójwymiarowy ze zmiennymi planami strukturalnymi na ró nych g³êbokoœciach. Rodzaj oœrodka geoelektrycznego okreœli³ metodykê prac pomiarowych, a tak e metody interpretacji sondowañ. W interpretacji wykorzystano modele 1D i 2D oraz szereg algorytmów do inwersji krzywych sondowañ magnetotellurycznych, zarówno 1D, jak i 2D. Geologiczna interpretacja danych geofizycznych zwykle bywa kontrowersyjna i uzale niona od subiektywnych preferencji interpretatora. Zadaniem geologicznej interpretacji danych magnetotellurycznych jest powi¹zanie granic i warstw geoelektrycznych z granicami i kompleksami geologicznymi. G³ównym celem wykonanych badañ by³o rozpoznanie g³êbokoœci zalegania stropu twardego pod³o a Karpat, co na ogó³ oznacza pod³o e podtrzeciorzêdowe zbudowane z formacji mezozoicznych, paleozoicznych lub prekambryjskich. Interpretacja pokrywy fliszowej, zw³aszcza jej zewnêtrznej czêœci, na podstawie wyników pojedynczej metody, o charakterze profilowego zdjêcia regionalnego, jest niewiarygodna. Na przekrojach geoelektrycznych mo na dostrzec zarys granic g³ównych struktur tektonicznych. Wyniki badañ magnetotellurycznych w przedstawionej postaci, mog¹ dostarczyæ dodatkowych, uzupe³niaj¹cych danych w kompleksowej interpretacji struktur fliszowych. W tym celu wskazane by³oby jednak przeinterpretowanie sondowañ w odpowiednim zakresie g³êbokoœciowym.
12 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Prace metodyczne ocena dok³adnoœci metody Fundamentalnym zagadnieniem interpretacji danych magnetotellurycznych, a tak e interpretacji kompleksowej, jest ocena dok³adnoœci okreœlenia g³êbokoœci zalegania granic geofizycznych. W przypadku interpretacji iloœciowej danych geoelektrycznych problem ten wi¹ e siê z ekwiwalentnoœci¹ z³o onych oœrodków istotnie wp³ywaj¹c¹ na dok³adnoœæ uzyskanych wyników oraz mniejsz¹ w porównaniu z sejsmiczn¹ metod¹ refleksyjn¹ rozdzielczoœci¹ metody magnetotellurycznej. Analizê dok³adnoœci odwzorowania g³êbokoœci po- ³o enia g³ównego horyzontu wysokooporowego wykonano dla profilu Maniów Przemyœl (nr 16), korzystaj¹c z modelu jednowymiarowego. W tym celu zrealizowano kilkadziesi¹t obliczeñ inwersyjnych metod¹ najmniejszych kwadratów (LSQ least squares) i metod¹ bardzo szybkiego symulowanego wy arzania VFSA dla zró nicowanych modeli startowych. Wybór tych metod uwarunkowany by³ podstawow¹ rol¹ inwersji LSQ w interpretacji g³êbokoœci granic geoelektrycznych oraz specyficznym charakterem algorytmu VFSA pozwalaj¹cym na wygenerowanie danych statystycznych charakteryzuj¹cych siê niewielkim rozrzutem wokó³ pewnego wynikowego modelu. Rozrzut wyników pozwala na okreœlenie œredniej g³êbokoœci zalegania i standardowego odchylenia dla interpretowanego pod³o a podfliszowego. Inwersja 1D LSQ jest to metoda dopasowania jednowymiarowego modelu geoelektrycznego do krzywych pomiarowych z wykorzystaniem metody optymalizacyjnej najmniejszych kwadratów LSQ opisanej przez Levenberga i Marquardta (Levenberg 1944). W przeciwieñstwie do metody Occama, metoda LSQ mo e generowaæ oœrodek silnie skontrastowany opornoœciowo. W stosunku do VFSA ró nica polega na du ym wp³ywie zadanego modelu startowego na model wynikowy. W praktycznej realizacji metody interpretator wprowadza 1D model startowy oraz mo e zastabilizowaæ niektóre parametry, co pozwala na uwzglêdnienie dodatkowych informacji geofizycznych i geologicznych z otworów wiertniczych, geofizyki otworowej czy te innych metod powierzchniowych. Zastosowanie automatycznej inwersji LSQ pozwala wiêc na wprowadzenie elementów zintegrowanej interpretacji geofizyczno-geologicznej. Metoda VFSA nale y do klasy metod statystycznych wykorzystuj¹cych algorytmy zbli one do algorytmów genetycznych (Miecznik et al. 2003). Inwersja 1D z u yciem tej metody wymaga jedynie zdefiniowania liczby warstw w modelu startowym. Sam proces obliczeñ modelu wynikowego polega na iteracyjnym doborze mi¹ szoœci i opornoœci poszczególnych warstw a do uzyskania jak najmniejszego b³êdu dopasowania krzywych modelowej i pomiarowej (amplitudowej i fazowej). Wybór kolejnych parametrów definiuj¹cych oœrodek geoelektryczny odbywa siê w obrêbie za³o onej wczeœniej przestrzeni dopuszczalnej zmiennoœci tych parametrów i przebiega wg za³o onego wczeœniej schematu zwanego schematem sch³adzania. W metodzie VFSA ingerencja interpretatora ogranicza siê wiêc jedynie do zdefiniowania zakresu zmiennoœci parametrów modelu (zwykle jest to bardzo du y zakres znacznie wykraczaj¹cy poza dostêpn¹ informacjê a priori) oraz liczby warstw w modelu. Metoda VFSA w swych za³o eniach teoretycznych pozwala na znalezienie minimum globalnego funkcji. W ramach analizy dok³adnoœci wyników metody LSQ wykonana zosta³a ocena zale - noœci stopnia dopasowania krzywych sondowañ w procesie inwersji od liczby warstw w modelu interpretacyjnym. Liczba warstw w modelu jest jednym z parametrów startowych
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 13 w procedurze inwersji. Jest ona z góry zak³adana przez interpretatora i nie zmienia siê w trakcie obliczeñ. Zbiór danych statystycznych utworzony zosta³ z wykorzystaniem wszystkich sondowañ zlokalizowanych wzd³u profilu Maniów Przemyœl, dla których wykonana zosta³a seria obliczeñ inwersyjnych przy zastosowaniu modeli startowych o stopniowo rosn¹cej liczbie warstw, poczynaj¹c od najprostszego modelu dwuwarstwowego, a po za³o one modele kilkunastowarstwowe. Interesuj¹ce jest stwierdzenie, e dla pewnego stopnia z³o onoœci modelu i poziomu dopasowania krzywych empirycznych i modelowych zwiêkszenie dopasowania krzywych powoduje pogorszenie dopasowania modelu syntetycznego (okreœlonego na podstawie profilowañ elektrometrii otworowej) i interpretowanego. Przyczyny tego zjawiska zapewne s¹ z³o one. Z pewnoœci¹ odgrywa tutaj rolê rozbie noœæ modelu syntetycznego 1D odzwierciedlaj¹cego mi¹ szoœci i opornoœci warstw zarejestrowanych w otworze wiertniczym i rzeczywistego trójwymiarowego oœrodka geoelektrycznego, który odzwierciedlaj¹ krzywe pomiarowe. W przypadku sondowania SR2 po³o onego w pobli u nowo odwierconego otworu Huwniki-1 wykonana zosta³a seria obliczeñ z wykorzystaniem ró norodnych modeli startowych, liczby warstw i orientacji osi uk³adu pomiarowego. Obok krzywych wyznaczonych przy standardowych orientacjach uk³adu pomiarowego wyliczono te krzywe przy odpowiednim jego obróceniu. Dla modeli o okreœlonej liczbie warstw wykonano serie obliczeñ, zmieniaj¹c modele startowe. Tak uzyskane dane obliczeniowe przeanalizowano statystycznie, co w wyniku da³o zestaw histogramów czêstoœci wystêpowania danej g³êbokoœci interpretowanego pod³o a wysokooporowego w kolejnych próbach (Fig. 2). Histogramy przedstawiaj¹ rozk³ad g³êbokoœci zalegania ww. horyzontu przy wykorzystaniu kompletnego zestawu danych i zestawu modeli o zbli onych parametrach. W przypadku czêœci modeli wielowarstwowych pojawi³y siê dwie granice wysokooporowe na g³êbokoœciach ok. 5 km i ok. 7 km. Na histogramach prezentuj¹cych ca³oœciowe zestawienie wyników inwersji zaznaczaj¹ siê wyraÿnie dwie granice wysokooporowe: p³ytsza na g³êbokoœci ok. 5.5 km i g³êbsza na g³êbokoœci ok. 7.5 km. Ten dualizm wyników nie jest wyraÿnie widoczny tylko w przypadku wyników interpretacji krzywych rotowanych. Bardziej jednolicie prezentuj¹ siê natomiast zestawienia danych okreœlonych z wykorzystaniem wybranych grup modeli startowych, szczególnie modeli 2 3-warstwowych. Powy szy dualizm wyników jest natomiast ewidentny w przypadku bardziej z³o onych modeli interpretacyjnych. Statystyczna analiza wyników inwersji metod¹ VFSA mia³a odpowiedzieæ na pytanie o g³êbokoœæ zalegania g³ównego horyzontu wysokooporowego, jak równie okreœliæ zakres wiarygodnoœci danych magnetotellurycznych. W tym celu przyjêto nastêpuj¹c¹ metodykê postêpowania: zgodnie z za³o eniem, e przy zastosowaniu metod statystycznych typu VFSA (przy odpowiedniej konstrukcji schematu sch³adzania) nie ma znaczenia konstrukcja modelu startowego, ka da para krzywych amplitudowych i fazowych z danego punktu sondowania pos³u y³a do wykonania 30 obliczeñ modelu wynikowego. Nastêpnie dokonano analizy statystycznej g³êbokoœci zalegania horyzontu wysokooporowego za pomoc¹ takich parametrów, jak: œrednia arytmetyczna, wariancja, odchylenie standardowe, zakres itp. (Fig. 3). Do obliczeñ przyjêto krzywe o orientacji XY (zbli onej do polaryzacji magnetycznej), w których wektor elektryczny skierowany jest prostopadle do rozci¹g³oœci g³ównych struktur geologicznych. Taka orientacja w za³o eniu jest bardziej czu³a na kartowanie horyzontu wysokooporowego.
14 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Fig. 2. Analiza statystyczna interpretowanej g³êbokoœci do pod³o a wysokooporowego na przyk³adzie sondowania SR2 Fig. 2. Statistical analysis of the depth to high-resistivity basement for SR2 sounding site
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 15 Fig. 3. Wyniki interpretacji 1D metod¹ VFSA na tle interpretacji sondowañ metod¹ LSQ wzd³u profilu Maniów Przemyœl Fig. 3. Results of 1D interpretation acc VFSA algorithm versus 1D LSQ interpretation along Maniów Przemyœl profile
16 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Jako model startowy przyjmowano oœrodek trójwarstwowy (w czêœci pó³nocnej w obrêbie wychodni jednostki skolskiej i stebnickiej) i oœrodek nawet szeœciowarstwowy w czêœci po³udniowej, gdzie kompleks struktur fliszowych jest ju bardzo z³o ony niepozwalaj¹cy na dopasowanie krzywych empirycznych i obliczonych z u yciem prostych modeli. Mi¹ szoœci wszystkich warstw w modelu startowym wynosi³y 1000 metrów, a opornoœci 10 m. Interpretacja sondowañ magnetotellurycznych Metodyka interpretacji opracowana w rezultacie prac metodycznych wykorzystana zosta³a do analizy sondowañ na obydwu profilach. Interpretacja iloœciowa polega³a na okreœleniu rozk³adu opornoœci w oœrodku geologicznym i powi¹zaniu kompleksów geoelektrycznych wydzielonych na podstawie krzywych pomiarowych, z kompleksami geologicznymi. Inwersja 1D obliczona zosta³a z wykorzystaniem szeregu wariantów modeli startowych i przy ró nych rodzajach narzuconych wiêzów. Wykorzystano algorytmy opieraj¹ce siê zarówno na konstrukcji modeli wyg³adzonych (kod Occama), jak i modeli, w których istnieje mo liwoœæ otrzymania w wyniku obliczeñ ostrych kontrastów opornoœci (LSQ i VFSA). Inwersja i modelowania 2D zosta³y przeprowadzone w dwóch etapach. Etap pierwszy obejmowa³ modelowania przed wykonaniem interpretacji geologicznej, maj¹ce na celu okreœlenie rozk³adu opornoœci wzd³u profilu pozbawione wp³ywu interpretatora. W etapie drugim konstrukcjê modeli wstêpnych oparto na interpretowanych modelach geologicznych lub wynikach inwersji 1D. Geologiczna interpretacja poziomych i zbli onych do poziomych granic geoelektrycznych oparta zosta³a na wynikach inwersji 1D z wykorzystaniem algorytmu LSQ. Strome i pionowe granice okreœlone zosta³y przy uwzglêdnieniu wyników inwersji 2D. Przekrój Maniów Przemyœl Profil Maniów Przemyœl (nr 17) na pó³nocnym odcinku jest równoleg³y do granicy polsko-ukraiñskiej i przecina wychodnie jednostki stebnickiej oraz skolskiej na E od Przemyœla. Otwory dowiercaj¹ce do pod³o a podtrzeciorzêdowego (podmioceñskiego) istniej¹ tylko na pó³nocno-wschodnim krañcu profilu. Na podstawie danych z otworów oddalonych w kierunku zachodnim (Cisowa IG-1, KuŸmina-1, Bachórzec-1 itp.) wiadomo, e pod nasuniêciem karpacko-stebnickim pojawia siê warstwa autochtonicznych osadów miocenu (ogólniej trzeciorzêdu) zalegaj¹cych na erozyjnym stropie kompleksu prekambryjskiego generuj¹cym wyraÿn¹ granicê geoelektryczn¹. Najmniejsze kontrowersje wzbudza interpretacja pod³o a na pó³nocnym skraju profilu. W pobli u odwierconych zosta³o kilka otworów siêgaj¹cych do zalegaj¹cych poni ej miocenu utworów prekambryjskich (Fig. 3, 4). WyraŸnie zaznaczaj¹cy siê kompleks geoelektryczny o bardzo wysokich opornoœciach zwi¹zany jest ze stropem tych utworów. Wszystkie odpowiednio g³êbokie otwory wiertnicze w okolicach Przemyœla dowiercaj¹ do stropu prekambru, a przeanalizowane przez autorów profilowania elektrometryczne wykonane w tych otworach potwierdzaj¹ zdecydowany kontrast opornoœciowy pomiêdzy utworami miocenu i stropow¹ warstw¹ prekambru.
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 17 Fig. 4. Wyniki inwersji 2D NLCG wzd³u profilu Maniów Przemyœl z elementami interpretacji geologicznej Fig. 4. Results of 2D NLCG inversion along Maniów Przemyœl profile with elements of geological interpretation
18 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Taki klarowny obraz koñczy siê niestety w strefie uskoku Knia yc. Na po³udnie od tej struktury brak otworów osi¹gaj¹cych sp¹g autochtonicznego trzeciorzêdu. Utwory o podwy - szonej opornoœci pojawiaj¹ siê tak e powy ej pod³o a i zwi¹zane s¹ zapewne z obecnoœci¹ osadów ewaporatowych. W g³êbokim pod³o u pojawiaj¹ siê natomiast strefy i kompleksy niskooporowe. Strop pod³o a staje siê bardziej z³o ony w sensie geoelektrycznym, a w konsekwencji z pewnoœci¹ tak e pod wzglêdem geologicznym. Pojawiaj¹ siê przynajmniej dwie granice wysokooporowe w pó³nocnej i centralnej czêœci przekroju, których geologiczna identyfikacja mo e byæ wy³¹cznie przedmiotem spekulacji ze wzglêdu na brak weryfikacji wiertniczej. Dodatkowo sytuacjê komplikuje fakt obni enia opornoœci w g³êbokim pod³o u na g³êbokoœciach rzêdu 8 10 km i poni ej. Bior¹c pod uwagê informacje z otworów wiertniczych z brze nej strefy Karpat, nale y uznaæ, e wysokooporowa granica, pojawiaj¹ca siê wzglêdnie p³ytko (4 5 km) pomiêdzy otworami wiertniczymi Leszczyny-1 i Huwniki-1, wi¹ e siê prawdopodobnie z kompleksem ewaporatowym miocenu lub autochtonicznym paleogenem. G³êboka granica wysokooporowa odpowiada natomiast zmetamorfizowanym utworom prekambryjskim. Podobna sytuacja, s¹dz¹c po wielkoœciach opornoœci, mo e mieæ miejsce na po³udnie od otworu wiertniczego Leszczyny-1, przynajmniej do sondowania MP15 (lub MP14). Obni enie opornoœci w g³êbszej czêœci przekroju wi¹ e siê zapewne z obecnoœci¹ g³êboko zakorzenionych stref tektonicznych przecinaj¹cych utwory prekambryjskie. Ze strefami tektonicznymi wi¹ e siê zeszczelinowanie umo liwiaj¹ce migracjê silnie mineralizowanych wód g³êbinowych (w przypadku tektoniki wzglêdnie m³odej). W przypadku tektoniki starszej czêsto pojawia siê w strefach uskokowych okruszcowanie siarczkowe lub mylonityzacja i grafityzacja niszczonych ska³ prowadz¹ce do pojawienia siê doskona³ych przewodników elektronowych. Uskoki pojawiaj¹ siê tak e w pobli u sondowania MP25a, w pobli u otworów Huwniki-1 i Leszczyny-1. Szczególnie skomplikowany obraz rysuje siê w pobli u otworu wiertniczego Huwniki-1. Pojawia siê tutaj g³êboki rów, byæ mo e erozyjny, za³o ony na uskoku zrzutowo-przesuwczym i strefie uskoków opierzaj¹cych. Nieco na NE od tej strefy zaznacza siê, doœæ zaskakuj¹cym rozk³adem opornoœci, uskok Knia yc. Na S od otworu wiertniczego Leszczyny-1 system uskoków schodowych zrzuca stopniowo pod- ³o e coraz g³êbiej a do sondowania MP14 15, gdzie pojawia siê lokalne jego wypiêtrzenie (sondowania MP13 14). Szeroka strefa, odpowiadaj¹ca mniej wiêcej lokalizacji sondowañ MP10 do MP14, charakteryzuje siê z³o onym rozk³adem opornoœci, niezwykle trudnym do geologicznej interpretacji. Mo na zaryzykowaæ koncepcjê obecnoœci szeregu (2 3) nasuniêæ w pod³o u i rozleg³ej strefy przeobra eñ dyslokacyjnych o charakterze podobnym jak w pó³nocnej czêœci przekroju. Mo liwe jest te wci¹gniêcie w g³¹b pod³o a m³odszych osadów niskooporowych. Na po³udnie od tej rozleg³ej strefy tektonicznej zaznacza siê obszar, w którym pod³o e ma charakter bloku zbudowanego ze spokojnie zalegaj¹cych warstw o zró nicowanych opornoœciach. Od po³udnia (po³udniowego zachodu) blok ten jest obciêty tektonicznie i najprawdopodobniej zrzucony ku S (SW). Kierunek zrzutu tego systemu uskoków nie jest jednak oczywisty. Porównanie opornoœci kompleksów w obydwu jego skrzyd³ach sugeruje, e mo liwa jest interpretacja zak³adaj¹ca wypiêtrzenie pod³o a na po³udniowym krañcu przekroju po wczeœniejszym jego pogr¹ eniu.
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 19 Przekrój Radoszyce Przemyœl Profil Radoszyce Przemyœl (nr 16) biegnie kilkanaœcie kilometrów na zachód od profilu Maniów Przemyœl (nr 17). Na podstawie wyników inwersji 1D opracowany zosta³ przekrój geoelektryczny z elementami interpretacji geologicznej (Stefaniuk 2003, Fig. 5). Przekrój ten zweryfikowany zosta³ w ramach prac interpretacyjnych za pomoc¹ inwersji 2D wg tzw. algorytmu NLCG (Rodi & Mackie 2001, Fig. 6). Wzd³u przekroju obserwuje siê du e zró nicowanie rozk³adu opornoœci w obrêbie g³êbokiego pod³o a, które wi¹ e siê z jego tektonik¹ i zró nicowaniem litologicznym. Deniwelacje stropu g³ównego horyzontu wysokooporowego oraz zró nicowanie rozk³adu opornoœci na tej powierzchni by³y podstaw¹ do okreœlenia przebiegu g³ównych stref tektonicznych. W pó³nocnej czêœci przekroju Radoszyce Przemyœl (nr 16), na NE od otworu KuŸmina-1, g³ówny horyzont wysokooporowy zwi¹zany jest z pod³o em podtrzeciorzêdowym. Na S od otworu KuŸmina-1 horyzont ten zanurza siê stromo ku SW. Przykryty jest on tutaj utworami niskooporowymi (kilka omometrów) o mi¹ szoœci 2 3 km, na które prawdopodobnie nasuniête s¹ utwory o opornoœciach ok. 100 m. Wyniesiony blok pod³o a trudny jest do geologicznej identyfikacji. Jego strop szybko zanurza siê ku SW pod utwory niskooporowe o narastaj¹cej mi¹ szoœci. Na po³udniowym krañcu przekroju, tu przy granicy ze S³owacj¹, strop horyzontu wysokooporowego pojawia siê na g³êbokoœci 8 10 km, podnosi siê wiêc skokowo o kilka kilometrów. Jest to prawdopodobnie kolejna strefa nasuwcza, gdzie wysokooporowe pod³o e nasuwa siê z po³udnia na gruby kompleks niskooporowy (Stefaniuk 2001, 2003). Problematyczna jest interpretacja po³o enia stropu pod³o a podtrzeciorzêdowego w po³udniowej czêœci profilu. Znajduje siê on tutaj prawdopodobnie powy ej g³ównej granicy opornoœciowej w obrêbie kompleksu niskooporowego. ANALIZA I REINTERPRETACJA DANYCH GRAWIMETRYCZNYCH W ramach prezentowanych badañ wyznaczono modele strukturalno-gêstoœciowe Karpat wzd³u profili sejsmicznych Szczawne KuŸmina (34-15-96K) oraz Jaœliska Brzozów (Fig. 1). Przeanalizowano tak e zale noœci pomiêdzy prêdkoœci¹ œredni¹ fali sejsmicznej a anomaliami rezydualnymi si³y ciê koœci. Badania wykonane zosta³y na podstawie wyników archiwalnych badañ geofizycznych, wykonanych metod¹ grawimetryczn¹ i magnetotelluryczn¹. Wykorzystane zosta³y ponadto dane geologiczne i wyniki analizy materia³ów geofizyki wiertniczej ze 191 otworów, w których okreœlono wartoœci prêdkoœci œredniej dla ró nych czasów T 2. Reinterpretacja danych archiwalnych Interpretacja danych grawimetrycznych przeprowadzona zosta³a na bazie istniej¹cego, archiwalnego zdjêcia pó³szczegó³owego wykonanego w latach 70. i 80. ubiegego wieku w ramach dwóch tematów: Rzeszów Przemyœl i Œrodkowa czêœæ Karpat. Ponadto dla obrze enia obszaru badañ, wynikaj¹cego z wymagañ metodycznych póÿniejszych transformacji rozk³adu anomalii Bouguera, wykorzystano dodatkowo dane z Dokumentacji badañ grawimetrycznych, temat: Przedgórze Karpat.
20 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Fig. 5. Przekrój geolektryczny Radoszyce Przemyœl z elementami interpretacji geologicznej Fig. 5. Geoelectrical cross-section along Radoszyce Przemyœl profile with elements of geological interpretation
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 21 Fig. 6. Wyniki inwersji 2D NLCG wzd³u profilu Radoszyce Przemyœl z elementami interpretacji geologicznej Fig. 6. Results of 2D NLCG inversion along Radoszyce Przemyœl profile with elements of geological interpretation
22 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Na podstawie materia³ów Ÿród³owych obliczono wartoœci anomalii si³y ciê koœci w redukcji Bouguera wed³ug wzoru (Fajklewicz 2007) g = g + (0,3086 0,0419 ) h 0 + g 1, gdzie: g wartoœæ si³y ciê koœci [mgal] wyra ona w systemie IGSN-71, h wysokoœæ punktu pomiarowego [m n.p.m.] dla poziomu odniesienia Kronsztadt, gêstoœæ objêtoœciowa utworów warstwy redukowanej [10 3 kg m 3 ], 0.3086 h poprawka wolnopowietrzna Faye a [mgal] eliminuj¹ca wp³yw wysokoœci po³o enia punktu pomiarowego wzglêdem poziomu odniesienia, 0.0419 s h poprawka Bouguera [mgal] eliminuj¹ca sk³adow¹ pionow¹ si³y przyci¹gania kompleksu skalnego ograniczonego p³aszczyznami poziomymi przechodz¹cymi przez punkt pomiarowy i poziom odniesienia, 0 normalna wartoœæ si³y ciê koœci [mgal] w odniesieniu do powierzchni elipsoidy, t poprawka topograficzna [mgal] eliminuj¹ca sk³adow¹ pionow¹ przyci¹gania mas skalnych tworz¹cych rzeÿbê terenu. Pole normalne 0 okreœlono wed³ug formu³y GRS-80 (ang. Geodetic Reference System 1980), opartej na elipsoidzie geocentrycznej. Poprawkê Bouguera, stanowi¹c¹ jeden z elementów redukcji Bouguera, obliczono, korzystaj¹c ze œredniej gêstoœci objêtoœciowej przyjmowanej w obszarze Karpat: = 2.67 10 3 kg m 3. Poziom odniesienia przyjêty do obliczeñ ustalono na wysokoœci 170 m n.p.m., co odpowiada³o poziomowi redukcji danych sejsmicznych w analizowanym obszarze. Poprawka topograficzna si³y ciê koœci nie by³a ponownie obliczana. Do redukcji Bouguera wprowadzono wartoœci zaczerpniête z materia³ów archiwalnych. Transformacje anomalii Bouguera Wartoœci anomalii w redukcji Bouguera zapisano w postaci siatki interpolacyjnej (siatki kwadratów), a nastêpnie opracowano rozk³ad powierzchniowy tych anomalii (Fig. 7). Transformacje anomalii Bouguera przeprowadzono metod¹ filtracji czêstotliwoœciowej, stosuj¹c górno- i/lub dolnoprzepustowe filtry Butterwortha. Dziêki przyjêciu odpowiedniej d³ugoœci fali l, traktowanej jako parametr filtracji, uzyskiwano efekt grawitacyjny teoretycznie pochodz¹cy od interesuj¹cego kompleksu. Nale y jednak podkreœliæ, i podane przedzia³y g³êbokoœci obliczeñ efektu grawitacyjnego nale y traktowaæ jedynie jako orientacyjne. Wynika to z superpozycji mierzonych wartoœci si³y ciê koœci pochodz¹cych od wielu kompleksów i z braku mo liwoœci jednoznacznego powi¹zania anomalii grawimetrycznych z g³êbokoœci¹ ich Ÿród³a, zw³aszcza w oœrodku wybitnie niejednorodnym gêstoœciowo, z jakim mamy do czynienia w pracach prospekcyjnych, szczególnie w Karpatach. Na potrzeby modelowania grawimetrycznego opracowano dwie mapy: anomalii rezydualnych odzwierciedlaj¹cych zró nicowanie gêstoœci mas skalnych do g³êbokoœci 12 km p.p.m. (Fig. 8) oraz anomalii regionalnych pokazuj¹cych efekt grawitacyjny od utworów zalegaj¹cych poni ej tej g³êbokoœci.
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 23 Fig. 7. Mapa grawimetryczna, anomalie w redukcji Bouguera Fig. 7. Bouguer gravity anomalies
24 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Fig. 8. Anomalie rezydualne dla orientacyjnej g³êbokoœci œledzenia 0 12 km Fig. 8. Residual anomalies from the depth range 0 12 km
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 25 Transformacje te dostosowane zosta³y do maksymalnej g³êbokoœci przekrojów litologiczno-stratygraficznych Szczawne KuŸmina i Jaœliska Brzozów wg interpretacji J. Kuœmierka, które pos³u y³y do za³o enia startowych modeli gêstoœciowych (Kuœmierek et al. 2009). Wykonano ponadto za pomoc¹ filtru górnoprzepustowego dziesiêæ map anomalii rezydualnych odniesionych do interwa³ów g³êbokoœciowych: 0 0.25 km; 0 0.5 km; 0 1 km; 0 1.5 km; 0 2 km; 0 2.5 km; 0 3 km; 0 3.5 km; 0 4 km oraz 0 4.5 km. Uzyskane wartoœci anomalii rezydualnych analizowano pod k¹tem ich zwi¹zków korelacyjnych z wartoœciami prêdkoœci œredniej zarejestrowanymi w otworach wiertniczych przy ró nych czasach T 2. Modelowanie gêstoœciowe Interpretacjê iloœciow¹ z wykorzystaniem modelowania gêstoœciowego oœrodka skalnego przeprowadzono wzd³u profilu sejsmicznego Szczawne KuŸmina (34-15-96K) oraz profilu Jaœliska Brzozów (Fig. 1). Modelowania grawimetryczne wykonano w trzech etapach. W pierwszym etapie opracowano model gêstoœciowy, wychodz¹c od modelu litologiczno-stratygraficznego i danych gêstoœciowych opracowanych przez J. Kuœmierka, obliczono efekt grawitacyjny od tego modelu i porównano ten efekt z pomierzonymi wartoœciami pola si³y ciê koœci (Kuœmierek et al. 2001, 2009). Analiza obu wykresów dostarczy³a informacji o poprawnoœci konstrukcji modelu wyjœciowego, w tym poprawnoœci oszacowania gêstoœci wydzielonych formacji geologicznych. W drugim etapie wykonano gêstoœciowe modelowanie odwrotne, dla którego punktem wyjœcia by³ model za³o ony wczeœniej. Drog¹ kolejnych iteracji obliczano efekt grawitacyjny osi¹gaj¹c w konsekwencji du ¹ zbie noœæ wykresu wymodelowanego efektu grawitacyjnego z krzyw¹ pomiarow¹. Ostatni etap modelowañ (zrealizowany tylko w przypadku profilu sejsmicznego Szczawne KuŸmina) obejmowa³ obliczenia efektu anomalnego od modelu uwzglêdniaj¹cego koncepcjê zalegania wysokooporowego stropu pod³o a prekambryjskiego na po³udnie od otworu wiertniczego KuŸmina-1, przyjêt¹ wed³ug interpretacji danych magnetotellurycznych (Stefaniuk 2001, 2003). Pocz¹tkowy model gêstoœciowy za³o ono, przyjmuj¹c model geometryczny i gêstoœci g³êbokiego pod³o a na podstawie wyników modelowañ wzd³u regionalnych profili magnetotellurycznych (Królikowski & M³ynarski 2003). Górn¹ czêœæ modelu, obejmuj¹c¹ kompleks fliszowo-mioceñski wraz z elementami p³ytszego pod³o a, przyjêto na podstawie wspomnianych powy ej przekrojów i danych gêstoœciowych opracowanych przez J. Kuœmierka, wyników interpretacji sondowañ magnetotellurycznych oraz rezultatów analizy map grawimetrycznych sporz¹dzonych dla przedzia³ów g³êbokoœci 0 12 km i poni ej. Profil Szczawne KuŸmina Profil Szczawne KuŸmina o d³ugoœci 34 km przebiega wzd³u profilu sejsmicznego 34-15-96K od okolic otworu Mokre-110 do otworów KuŸmina-1 i KuŸmina-2. W modelu gêstoœciowym wystêpuj¹ utwory fliszowe jednostki œl¹skiej, skolskiej oraz miocenu, le ¹ce bezpoœrednio na prekambrze. W czêœci SSW przekroju wydzielono hipotetyczny kompleks mezopaleozoiczny. Charakterystykê gêstoœciow¹ wymienionych utworów zawiera tabela 1.
26 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Tabela (Table) 1 Analiza statystyczna modelowania gêstoœciowego (profil sejsmiczny Szczawne KuŸmina) Statistical analysis of the density modeling (seismic line Szczawne KuŸmina) Modelowanie proste (model gêstoœci wg J. Kuœmierka) Forward modeling (model density acc. J. Kuœmierek) Inwersja Inversion Ró nica Difference Oszacowanie b³êdu dopasowania Fitting error evaluation min. = 3.528 mgal maks. = 3.104 mgal œr. mean = 0.131 mgal SD = 1.497 mgal min. = 2.164 mgal maks. = 2.131 mgal œr. mean = 0.039 mgal SD = 0.845 mgal Amaliza statystyczna zmian gêstoœci dla utworów poszczególnych jednostek stratygraficznych Statistical analysis of the density variations for deposits of the lithostratigraphical units [g/cm 3 ] [g/cm 3 ] [g/cm 3 ] oligocen górny maks. 2.670 2.736 0.086 (kompleks nadjasielski) min. 2.600 2.641 0.000 Upper Oligocene (Supra-Jaslo complex) œr. mean 2.645 2.679 0.035 OL2 SD 0.019 0.035 0.030 oligocen dolny maks. 2.750 2.750 0.020 (kompleks podjasielski) min. 2.650 2.639 0.057 Lower Oligocene (Sub-Jaslo complex) œr. mean 2.712 2.704 0.007 OL1 SD 0.028 0.037 0.019 eocen Eocene E kreda górna paleocen Upper Cretaceous Paleocene PK2 kreda dolna Lower Cretaceous K1 miocen Miocene M maks. 2.670 2.720 0.090 min. 2.610 2.506 0.135 œr. mean 2.646 2.611 0.035 SD 0.028 0.060 0.064 maks. 2.700 2.698 0.028 min. 2.570 2.574 0.047 œr. mean 2.643 2.637 0.006 SD 0.037 0.046 0.021 maks. 2.650 2.693 0.043 min. 2.550 2.549 0.059 œr. mean 2.619 2.619 0.000 SD 0.042 0.048 0.027 2.500 2.500
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 27 Tabela (Table) 1 cd. mezopaleozoik? Mesozoic? Paleozoic? Mez-Pal prekambr? Precambrian? Pr maks. 2.710 2.751 0.041 min. 2.710 2.710 0.000 œr. mean 2.710 2.725 0.015 SD 0.000 0.022 0.022 maks. 2.720 2.725 0.005 min. 2.720 2.719 0.001 œr. mean 2.720 2.722 0.002 SD 0.000 0.003 0.003 SD odchylenie standardowe / standard deviation Analizuj¹c wyniki modelowania, nale y uznaæ konstrukcjê modelu wyjœciowego za poprawn¹ (Fig. 9, Tab. 1). Kontrasty gêstoœci zwi¹zane ze zró nicowaniem litologiczno- -facjalnym, oraz uk³ad strukturalny pozwoli³y na osi¹gniêcie znacznej zbie noœci wykresów anomalii obserwowanych i modelowego efektu grawitacyjnego. Parametrem okreœlaj¹cym b³¹d dopasowania jest odchylenie standardowe ró nic wartoœci przedstawionych na tych wykresach, które wynosi w tym przypadku 1.497 mgal. Optymalizacja modelu gêstoœciowego w procesie inwersji nieznacznie poprawi³a zbie noœci obu wykresów (Fig. 10, Tab. 1). B³¹d dopasowania obni y³ siê do wartoœci 0.845 mgal. Model ró nicowy wskazuje na najwiêksze zmiany u czo³a nasuniêcia jednostki œl¹skiej i w obrêbie tej jednostki (Fig. 11). Wprowadzenie do modelu za³o eñ budowy pod³o a wed³ug wyników badañ magnetotellurycznych, które okreœlaj¹ zaleganie stropu wysokooporowego pod³o a prekambryjskiego, nie wp³ywa na poprawê analizowanego obrazu (Fig. 12). B³¹d dopasowania wzrasta wówczas do wartoœci 2.523 mgal. Pomimo tych wyników weryfikowany model nadal wydaje siê prawdopodobny. Nale y podkreœliæ ponadto, e w tym ostatnim modelu nie dokonano korekty rozk³adu mas w nadk³adzie prekambru uzyskanego w wyniku wczeœniejszego modelowania. Profil Jaœliska Brzozów Profil Jaœliska Brzozów o d³ugoœci 50 km przebiega od granicy polsko-s³owackiej w SSW czêœci obszaru, poprzez otwory Jaœliska-2, Rymanów-1, Trzeœniów-31 do otworów Przysietnica IG-1 czêœci NNE (Fig. 1). W modelu gêstoœciowym wydzielone zosta³y utwory fliszowe jednostek: magurskiej, dukielskiej, œl¹skiej, podœl¹skiej oraz skolskiej. W czêœci SSW oraz w centrum przekroju wydzielono hipotetyczny kompleks mezopaleozoiczny. Charakterystykê gêstoœciow¹ wymienionych utworów zawiera tabela 2. Analizuj¹c wyniki modelowana, nale y przyj¹æ konstrukcjê modelu wyjœciowego za poprawn¹, co potwierdza zbie noœæ wykresów anomalii obserwowanych i modelowego efektu grawitacyjnego uzyskanych w wyniku modelowania prostego (Fig. 13, Tab. 2).
28 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a A) B) Fig. 9. Modelowanie grawimetryczne proste, wzd³u profilu sejsmicznego Szczawne KuŸmina: A) wykresy grawimetryczne oraz b³¹d dopasowania (wykres ró nic); B) model gêstoœci Fig. 9. Forward gravity modeling along seismic line Szczawne KuŸmina: A) gravity and misfit curves; B) density model
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 29 A) B) Fig. 10. Optymalizacja modelu gêstoœciowego w procesie inwersji wzd³u profilu sejsmicznego Szczawne KuŸmina: A) wykresy grawimetryczne oraz b³¹d dopasowania (wykres ró nic); B) model gêstoœci Fig. 10. Optimization of the density model through gravity inversion along seismic line Szczawne KuŸmina: A) gravity and misfit curves; B) density model
30 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Fig. 11. Zmiany gêstoœci model ró nicowy wzd³u profilu sejsmicznego Szczawne KuŸmina Fig. 11. Change of the density different model along seismic line Szczawne KuŸmina
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 31 A) B) Fig. 12. Modelowanie grawimetryczne proste z uwzglêdnieniem danych magnetotellurycznych wzd³u profilu sejsmicznego Szczawne KuŸmina: A) wykresy grawimetryczne oraz b³¹d dopasowania (wykres ró nic); B) model gêstoœci Fig. 12. Forward gravity modeling with magnetotelluric data along seismic line Szczawne KuŸmina: A) gravity and misfit curves; B) density model
32 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a A) B) Fig. 13. Modelowanie grawimetryczne proste, wzd³u profilu Jasliska Brzozów: A) wykresy grawimetryczne oraz b³¹d dopasowania (wykres ró nic); B) model gêstoœci Fig. 13. Forward gravity modeling along line Jasliska Brzozów: A) gravity and misfit curves; B) density model
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 33 Istotne rozbie noœci mo na zaobserwowaæ w rejonie jednostki dukielskiej. Odchylenie standardowe ró nic wartoœci na tych wykresach wynosi 1.961 mgal. Optymalizacja modelu gêstoœciowego w procesie inwersji poprawi³a istotnie zbie noœæ obu wykresów (Fig. 14, Tab. 2). B³¹d dopasowania zmniejszy³ siê do wartoœci 1.034 mgal. Model ró nicowy wskazuje na najwiêksze zmiany w obrêbie jednostki dukielskiej, a tak e w centralnej czêœci jednostki œl¹skiej (Fig. 15). Nie mo na wykluczyæ równie wp³ywu na taki wynik modelowania nieodpowiedniej interpretacji budowy pod³o a w tych rejonach. Tabela (Table) 2 Analiza statystyczna modelowania gêstoœciowego (profil Jaœliska Brzozów) Statistical analysis of the density modeling (line Jaœliska Brzozów) Oszacowanie b³êdu dopasowania Fitting error evaluation Modelowanie proste (model gêstoœci wg J. Kuœmierka) Forward modeling (model density acc. J. Kuœmierek) min. = 5.383 mgal maks. = 3.242 mgal œr. mean = 0.409 mgal SD = 1.961 mgal Inwersja Inversion min. = 2.004 mgal maks. = 2.321 mgal œr. mean = 0.017 mgal SD = 1.034 mgal Ró nica Difference Analiza statystyczna zmian gêstoœci dla utworów poszczególnych jednostek stratygraficznych Statistical analysis of the density variations for deposits of the lithostratigraphical units [g/cm 3 ] [g/cm 3 ] [g/cm 3 ] oligocen górny (kompleks nadjasieldki) Upper Oligocene (Supra-Jaslo complex) OL2 oligocen dolny (w-wy kroœnieñskie dolne) Lower Oligocene (Lower Krosno Beds) OL1-k1 oligocen dolny (w-wy przejœciowe) Lower Oligocene (Transitional Beds) OL1-km oligocen dolny (w-wy menilitowe) Lower Oligocene (Menilite Beds) OL1-m maks. 2.610 2.603 0.019 min. 2.670 2.687 0.047 œr. mean 2.633 2.634 0.001 SD 0.015 0.024 0.015 maks. 2.650 2.532 0.139 min. 2.700 2.718 0.017 œr. mean 2.685 2.674 0.010 SD 0.018 0.051 0.042 maks. 2.670 2.613 0.087 min. 2.700 2.710 0.023 œr. mean 2.691 2.681 0.010 SD 0.015 0.033 0.036 maks. 2.660 2.594 0.076 min. 2.700 2.738 0.038 œr. mean 2.692 2.681 0.011 SD 0.015 0.041 0.030
34 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Oszacowanie b³êdu dopasowania Fitting error evaluation Tabela (Table) 2 cd. Modelowanie proste (model gêstoœci wg J. Kuœmierka) Forward modeling (model density acc. J. Kuœmierek) min. = 5.383 mgal maks. = 3.242 mgal œr. mean = 0.409 mgal SD = 1.961 mgal Inwersja Inversion min. = 2.004 mgal maks. = 2.321 mgal œr. mean = 0.017 mgal SD = 1.034 mgal Ró nica Difference Analiza statystyczna zmian gêstoœci dla utworów poszczególnych jednostek stratygraficznych Statistical analysis of the density variations for deposits of the lithostratigraphical units eocen Eocene E kreda górna paleocen Upper Cretaceous Paleocene PK2 kreda dolna Lower Cretaceous K1 mezozoik Mesozoic Mz paleozoik Paleozoic Pz prekambr Precambrian Pr [g/cm 3 ] [g/cm 3 ] [g/cm 3 ] maks. 2.580 2.566 0.044 min. 2.650 2.687 0.057 œr. mean 2.610 2.602 0.008 SD 0,019 0,040 0,029 maks. 2,620 2,614 0,014 min 2,670 2,687 0,044 œr. mean 2.644 2.649 0.004 SD 0.016 0.026 0.018 maks. 2.600 2.589 0.011 min. 2.630 2.622 0.008 œr. mean 2.606 2.603 0.003 SD 0.013 0.013 0.007 2.68 2.702 0.022 maks. 2.710 2.714 0.000 min. 2.720 2.720 0.004 œr. mean 2.715 2.717 0.002 SD 0.007 0.005 0.003 maks. 2.720 2.719 0.001 min. 2.720 2.720 0.000 œr. mean 2.720 2.720 0.001 SD 0.000 0.001 0.001 SD odchylenie standardowe / standard deviation
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 35 A) B) Fig. 14. Optymalizacja modelu gêstoœciowego w procesie inwersji wzd³u profilu Jaœliska Brzozów: A) wykresy grawimetryczne oraz b³¹d dopasowania (wykres ró nic); B) model gêstoœci Fig. 14. Optimization of the density model through gravity inversion along line Jaœliska Brzozów: A) gravity and misfit curves; B) density model
36 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Fig. 15. Zmiany gêstoœci model ró nicowy wzd³u profilu Jaœliska Brzozów Fig. 15. Change of the density different model along line Jaœliska Brzozów
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 37 Okreœlenie zale noœci korelacyjnych pomiêdzy prêdkoœciami œrednimi a wartoœciami anomalii rezydualnych si³y ciê koœci Przedmiotem oceny zale noœci korelacyjnych by³y dwie grupy danych. Pierwsza z nich obejmowa³a wartoœci prêdkoœci œrednich przy ró nych czasach T 2 okreœlone w 191 otworach wiertniczych. W zale noœci od g³êbokoœci otworu uwzglêdniono maksymalnie 14 czasów T 2 (100 ms, 300 ms, 500 ms, 750 ms, 1000 ms, 1250 ms, 1500 ms, 1750 ms, 2000 ms, 2250 ms, 2500 ms, 2750 ms, 3000 ms oraz 3250 ms), w których okreœlono wartoœci prêdkoœci œrednich. Na podstawie punktowych informacji z otworów wiertniczych skonstruowano w wyniku interpolacji mapy prêdkoœci œrednich, które by³y przedmiotem dalszej analizy (Fig. 16). Rozk³ad ten jest mocno zgeneralizowany pomimo przyjêtej siatki interpolacyjnej o boku 1 km. Brak w nim zarówno dominuj¹cych kierunków strukturalnych widocznych, m.in. na geologicznej mapie powierzchniowej, jak i odzwierciedlaj¹cych siê w obrazie pól potencjalnych. Drug¹ grupê danych tworzy³y mapy (siatki interpolacyjne) anomalii rezydualnych powsta³e w wyniku omówionych powy ej transformacji anomalii Bouguera. W zale noœci od parametrów filtracji przedstawiaj¹ one efekt grawitacyjny teoretycznie pochodz¹cy od interesuj¹cego kompleksu. Anomalie rezydualne przed dalsz¹ analiz¹ zosta³y skorygowane o wp³yw strefy przypowierzchniowej uto samianej z lokalnymi niejednorodnoœciami gêstoœci. Stopieñ zale noœci pomiêdzy analizowanymi parametrami obrazuje wspó³czynnik korelacji liniowej, który mo e przyjmowaæ wartoœci od 1 do +1. Zale noœci korelacyjne obliczono w odniesieniu do ka dego czasu T 2. Ka dy zestaw prêdkoœci i wartoœci anomalii rezydualnych pos³u y³ do wyznaczenia wspó³czynnika korelacji Pearsona. Wyniki obliczeñ zestawiono w formie tabel. Istotne elementy tabeli, na które nale y zwróciæ uwagê, to: liczba otworów podlegaj¹cych analizie (liczebnoœæ próby), od której w du ej mierze zale y istotnoœæ wyników; zmiany prêdkoœci œredniej w obrêbie jednego czasu T 2, opisane przez wartoœæ œredni¹, minimaln¹ oraz maksymaln¹, z których wynika g³êbokoœæ, jak¹ mo na przypisaæ poszczególnym czasom; zestawy danych o maksymalnej korelacji. Zale noœci miêdzy prêdkoœci¹ œredni¹ a wartoœci¹ anomalii rezydualnych si³y ciê koœci okreœlono, wyznaczaj¹c równania regresji liniowej. Wstêpn¹ analizê zale noœci korelacyjnych przeprowadzono, uwzglêdniaj¹c informacje ze wszystkich otworów. Niskie korelacje prêdkoœci œrednich z anomaliami rezydualnymi uzyskane w wyniku wstêpnych obliczeñ spowodowa³y wydzielenie szeœciu grup otworów zlokalizowanych w obrêbie wzglêdnie jednolitych genetycznie kompleksów. Wydzielono szeœæ grup otworów po³o onych odpowiednio w obrêbie: jednostki przeddukielskiej, jednostki œl¹skiej, jednostki skolskiej, jednostki stebnickiej, na p³atach miocenu i w zapadlisku przedkarpackim. Taka selekcja danych spowodowa³a wzrost wartoœci wspó³czynnika korelacji dla niektórych jednostek. Bior¹c pod uwagê wzglêdnie wysokie wspó³czynniki korelacji >0.6 (Tab. 3), dalsz¹ analizê wykonano dla otworów zlokalizowanych w jednostce œl¹skiej.
38 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Fig. 16. Mapa prêdkoœci œredniej dla czasu T 2 1000 ms (dane z otworów wiertniczych) Fig. 16. Map of the average velocity for time T 2 1000 ms (data from boreholes)
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 39 Liczba opróbowañ prêdkoœci (w otworze) Number of velocity samples (in borehole) Jednostka œl¹ska Silesian unit Czas T 2 [ms] (g³êbokoœæ [km]) Time T 2 [ms] (depth [km]) Tabela (Table) 3 Analiza korelacji prêdkoœci œredniej dla poszczególnych czasów (T2) i anomalii rezydualnych (jednostka œl¹ska) Analysis of the correlation of the average velocity value for time T2 and residual anomaly in Silesian unit Parametry filtra typ: Butterworth, rodzaj: górnoprzepustowy Filter parameter Type: Butterworth, Mode: HighPass D³ugoœæ fali [m] / g³êbokoœæ [km] Wave length[m] / depth [km] 4000 8000 12000 16000 20000 24000 28000 32000 36000 (0.5 km) (1 km) (1.5 km) (2 km) (2.5 km) (3 km) (3.5 km) (4 km) (4.5 km) 19 100 (0.175 km) 0.67 0.62 0.70 0.67 0.65 0.64 0.62 0.60 0.58 19 300 (0.525 km) 0.75 0.72 0.80 0.74 0.73 0.74 0.74 0.74 0.73 18 500 (0.875 km) 0.66 0.63 0.74 0.72 0.75 0.80 0.81 0.81 0.80 17 750 (1.3125 km) 0.56 0.55 0.69 0.66 0.70 0.76 0.80 0.80 0.81 12 1000 (1.75 km) 0.64 0.75 0.74 0.75 0.80 0.84 0.85 0.87 0.88 10 1250 (2.1875 km) 0.60 0.66 0.67 0.70 0.73 0.76 0.77 0.79 0.81 8 1500 (2.625 km) 0.59 0.66 0.63 0.66 0.71 0.75 0.78 0.80 0.82 3 1750 (3.0625 km) 0.33 0.33 0.02 0.19 0.24 0.23 0.23 0.24 0.22 2 2000 (3.5 km) 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 0 2250 (3.9375 km) 0 2500 (4.375 km) 0 2750 (4.8125 km) 0 3000 (5.25 km) 0 3250 (5.6875 km) Wspó³czynnik korelacji / Correlation coefficient 1 0.8 0.8 0.6 0.6 0.4 0.4 0.2 < 0.2 nie analizowano / not analysed 0.31 optymalny obszar analizy / optimum area of correlation analysis
40 M. Stefaniuk, C. Ostrowski, P. Targosz & M. Wojdy³a Dla wytypowanych czasów T 2 zale noœci analizowanych parametrów opisano równaniami regresji liniowej (Fig. 17). Zmiana nachylenia krzywej regresji w miarê wzrostu czasu T 2 oraz g³êbokoœci filtracji pola si³y ciê koœci wi¹ e siê prawdopodobnie ze wzrostem udzia³u kompleksów o wysokich wartoœciach tych parametrów. Równania korelacji wykorzystano do konstrukcji map rozk³adu prêdkoœci œredniej w obrêbie jednostki œl¹skiej wykorzystuj¹c wybrane czasy T 2 (Fig. 18). Otrzymane rozk³ady prêdkoœci wyraÿnie podkreœlaj¹ przebieg struktur karpackich. Azymuty rozci¹g³oœci wahaj¹ siê w granicach 35 40. Obserwuje siê równoczeœnie znaczne zró nicowanie prêdkoœci w obrêbie analizowanego oœrodka. W miarê wzrostu wartoœci czasu T 2 nastêpuje generalizacja obrazu, w którym zaznaczaj¹ siê obszary o wysokich lub obni onych wartoœciach prêdkoœci œredniej (Fig. 18). Istotne w konstrukcji map prêdkoœci œrednich jest wiêc wymuszenie kierunków tzw. interpolacji kierunkowej dostosowanych do przebiegu g³ównych kierunków strukturalnych oraz weryfikacja poprawnoœci opracowania map poprzez wykonanie map z wykorzystaniem niezale nych danych m.in. wyników filtracji pasmowej anomalii Bouguera. Fig. 17. Korelacja wartoœci prêdkoœci œredniej dla czasów T 2 oraz anomalii rezydualnych w obrêbie jednostki œl¹skiej Fig. 17. Correlation of the average velocity value for time T 2 and residual anomaly in Silesian unit
Wybrane problemy magnetotellurycznych i grawimetrycznych badañ... 41 Fig. 18. Mapy prêdkoœci œredniej dla jednostki œl¹skiej opracowane na podstawie korelacji wartoœci prêdkoœci œredniej dla czasów T2 oraz anomalii rezydualnych Fig. 18. Maps of the average velocity for Silesian unit made on the basis of the correlation average velocity value for time T2 and residual anomaly