Geofizyczne Metody Badañ Hydrogeologicznych

Stanisùaw CIECHANOWICZ 1, Jan FARBISZ 2 Uniwersytet Wrocùawski, Instytut Fizyki Teoretycznej (1), Przedsiêbiorstwo Badañ Geofizycznych, Oddziaù Dolnoœl¹ski (2) Geofizyczne Metody Badañ Hydrogeologicznych Wykùad dla hydrogeologii I r. mgr. <W-HGeo Imag 05.doc> 1. WSTÆP: METODY GEOFIZYCZNE W HYDROGEOLOGII...1 2. METODY GEOFIZYKI WIERTNICZEJ...1 3. ELEKTROMETRIA WIERTNICZA...2 4. RADIOMETRIA WIERTNICZA...3 5. METODA TERMICZNA...4 6. WODY GEOTERMALNE...5 7. MIKROGRAWIMETRIA...6 8. GÆSTOÚà I POROWATOÚà MINERA ÓW I SKA...6 9. CIÆÝARY OBJÆTOÚCIOWE ORAZ ICH ZAKRESY ZMIENNOÚCI...7 10. METODA MAGNETYCZNA...7 11. LITERATURA...8 1. Wstêp: Metody geofizyczne w hydrogeologii Metody geofizyczne stosowane zarówno w hydrogeologii jak i geologii in ynierskiej dziel¹ siê na metody powierzchniowe i metody otworowe, zwi¹zane z pomiarami w odwiertach, oraz metody specjalne przeznaczone miêdzy innymi do badania stanu technicznego otworów wiertniczych. W zakresie zastosowañ metod geofizycznych znajduj¹ siê praktycznie wszystkie podstawowe dziaùy hydrogeologii, poczynaj¹c od roli peùnionej przez wody podziemne w procesach geologicznych, poprzez udziaù tych wód w globalnym cyklu hydrologicznym oraz ich wykorzystanie do celów u ytkowych, w tym jako êródùo energii odnawialnej, wù¹czaj¹c problemy zanieczyszczenia, monitoringu i ochrony wód podziemnych (w du ej czêœci zwi¹zane z ochron¹ œrodowiska) a koñcz¹c na kwestiach geotechnicznych. W ogólnoœci podstawowe metody geofizyczne, które stosuje siê w wiêkszym lub mniejszym stopniu w hydrogeologii i geologii in ynierskiej s¹ to: a) Grawimetria b) Magnetometria c) Metody geoelektryczne d) Sejsmika e) Metody geofizyki wiertniczej. Zwùaszcza, w hydrogeologii podstawowej zagadnieniach monitoringu i ochrony wód podziemnych poszukiwaniach wód geotermalnych geologii in ynierskiej s¹ wykorzystywane nastêpuj¹ce metody geofizyczne: a) Metody elektrooporowe (sondowania i profilowania) b) Metody potencjaùów samoistnych c) Geofizyczne metody okreœlania kierunku i prêdkoœci przepùywu oraz wypùywu wód podziemnych d) Metody elektromagnetyczne; profilowanie EM, metoda VLF, profilowanie georadarowe (GPR) e) Metoda geotermiczna f) Mikrograwimetria i mikromagnetyka g) Pùytka sesjmika h) Metody geofizyki wiertniczej w zastosowaniu m.in. do wyznaczania stref dopùywu i mineralizacji wód podziemnych, w tym; (1) Metody elektrometrii wiertniczej (2) Radiometria wiertnicza (3) Pomiary upadu warstw. 2. Metody geofizyki wiertniczej Geofizyka wiertnicza zajmuje siê badaniem fizycznych wùasnoœci skaù w otworze wiertniczym. Znane i ustalone zale noœci miêdzy petrograficznymi i litologicznymi wùasnoœciami skaù a ich wùasnoœciami fizycznymi pozwalaj¹ na geologiczne udokumentowanie otworów wiertniczych metod¹ bezrdzeniow¹. Wynikaj¹ce z tego zmniejszenie do niezbêdnego minimum zakresu rdzeniowania przy ustalaniu profilu geologicznego znacznie eliminuje trudnoœci zwi¹zane z rozpoznawaniem rodzaju przewiercanych skaù. Podstawowe zadania geofizyki wiertniczej s¹ to; 1) Rozpoznanie litologii odwiertu 2) Wykrywanie skaù zbiornikowych oraz ich ocena iloœciowa 3) Wykrywanie zùó mineralnych 4) Badanie stanu technicznego odwiertu Kompleks metod geofizycznych stosowanych w profilowaniu otworowym jest okreœlany wspólnym mianem karota u. Metody geofizycznego karota u wypróbowane i sprawdzone w ci¹gu ostatnich ponad szeœãdziesiêciu lat poszukiwañ ropy naftowej w du ym stopniu nadaj¹ siê do poszukiwania wód podziemnych, daj¹c m.in. mo liwoœã 1/8

znacznej redukcji kosztów i skrócenia czasu tych poszukiwañ. Metody geofizyki wiertniczej dziel¹ siê na grupy metod ze wzglêdu na rodzaj badanych wùasnoœci fizycznych skaù. Tak wiêc metody elektrometrii wiertniczej sùu ¹ do badania wùasnoœci elektrycznych skaù. Ponadto jest grupa metod radiometrii wiertniczej wykorzystuj¹cych pomiary promieniotwórczoœci skaù, tak e grupa metod termometrii oraz grupa metod akustycznych. W hydrogeologii i geologii in ynierskiej szczególnie wa ne znaczenie maj¹ wiertnicze metody elektrometrii oraz radiometrii i termometrii. W typowych warunkach geologicznych, najbardziej wydajne warstwy wodonoœne maj¹ najwy sze opornoœci elektryczne. Karota odwiertów i otworów próbnych jest standardowym narzêdziem w poszukiwaniach wód podziemnych. Komplet profilowañ niezbêdnych dla celów hydrogeologicznych powinien zawieraã profilowanie wiertnicze (wù¹czaj¹c prêdkoœã zwiercania), profilowanie geologiczne (uzyskane drog¹ rdzeniowania), profilowanie potencjaùów polaryzacji naturalnej (PS), profilowanie opornoœci (PO), profilowanie naturalnej promieniotwórczoœci gamma (PG) oraz profilowanie œrednicy odwiertu (PÚr). W nastêpnych rozdziaùach omówiono metody, które mog¹ byã stosowane w 3. Elektrometria wiertnicza Na rysunku 1 pokazano prostopadùoœcienny blok skaùy z póùwycinkiem odwiertu i rozkùadem opornoœci elektrycznych dla warstwy przepuszczalnej. Wykaz zadañ pomiarowych: Wyznaczanie mi¹ szoœci warstw, okreœlanie zbiornikowych wùasnoœci skaù oraz zawartoœci w nich materiaùu ilastego i ocena mineralizacji (zasolenia) wód zùo owych mo e byã wykonane metod¹ profilowania potencjaùów polaryzacji naturalnej (Samoistnej), PS stosowane oznaczenie profilu, skala wartoœci w jednostkach mv. W otworze wiertniczym na granicy miêdzy warstw¹ nieprzepuszczaln¹ (iùy) i przepuszczaln¹ (np. piaski) samoistnie wystêpuje pole elektryczne. Potencjaù tego pola powstaje w rezultacie procesów elektrochemicznych zachodz¹cych wokóù odwiertu w ukùadzie utworów ilastych, wody zùo- owej i filtratu pùuczki. ródùem tego pola mog¹ byã potencjaùy o charakterze dyfuzyjno-adsorpcyjnym i w niewielkim stopniu utleniaj¹co-redukcyjnym oraz filtracyjnym. Metoda polega na pomiarze potencjaùu V ps specjaln¹ sond¹ z jedn¹ elektrod¹ A zapuszczan¹ do odwiertu. W poszukiwaniach wód podziemnych trafna interpretacja krzywych PS mo e byã bardzo utrudniona w skomplikowanych warunkach zùo owych. Profilowanie opornoœci Opornoœci wùaœciwe warstw geologicznych wyznaczamy poprzez rejestracjê krzywych opornoœci skaù metod¹ gradientowego Profilowania Opornoœci POg. W pomiarach stosuje siê trzyelektrodowe sondy gradientowe, stropowe albo sp¹gowe, ka d¹ z nich jako sondy jednobiegunowe lub dwubiegunowe. W sondzie gradientowej odlegùoœã pomiêdzy elektrodami parzystymi jest znacznie mniejsza od odlegùoœci miêdzy elektrod¹ œrodkow¹ a, odpowiednio dla sondy sp¹gowej lub stropowej, górn¹ lub doln¹ elektrod¹ nieparzyst¹. Krzywe opornoœci POg maj¹ charakterystyczn¹ asymetriê wzglêdem œrodka warstwy. Do wyznaczania œredniej opornoœci wùaœciwej skaù ma zastosowanie metoda potencjaùowego Profilowanie Rozkùad opornoœci elektrycznych w otoczeniu otworu wiertniczego Opornoœci POp. Przy korzystnej konfiguracji mi¹ szoœci warstw i kontrastów opornoœciowych stosuj¹c standardowe metody interpretacji wyników pomiaru, mo na wyznaczyã rzeczywiste opornoœci skaù. Przy u yciu diagramów korekcyjnych dla krzywych opornoœci pozornych, znaj¹c opornoœã pùuczki (tak e jej temperaturê) i œrednicê odwiertu, mo na okreœliã zasiêg filtracji filtratu pùuczki w œcianach otworu. badaniach hydrogeologicznych. Podstawy fizyczne metody: Sonda otworowa ma elektrody pr¹dowe A - B zasilane pr¹dem zmiennym o prze- 2/8

biegu prostok¹tnym, niskiej czêstotliwoœci (20Hz) i automatycznie regulowanej staùej amplitudzie natê enia. Rozpùyw pr¹du elektrycznego obejmuje zarówno skaùy odwiertu, jak i sam otwór. Sygnaùy opornoœciowe s¹ mierzone na dwóch zestawach elektrod N-M 1 i N-M 2, gdzie N jest elektrod¹ powierzchniow¹. Na jednej z elektrod M jest dodatkowo odczytywany bezpoœredni sygnaù pr¹dowy PS. Rozstawy opornoœciowe s¹ równe AM 1 = 0,41m oraz AM 2 = 1,63m. Zasada pomiaru jest identyczna z metodami Wennera i Schlumbergera stosowanymi w powierzchniowych sondowaniach geoelektrycznych. Sygnaù napiêciowy mierzony w sposób ci¹gùy na elektrodach potencjaùowych jest proporcjonalny do opornoœci. Wynikiem pomiaru s¹ tzw. opornoœci pozorne powstaj¹ce z powodu przepùywu czêœci pr¹du elektrycznego przez odwiert wypeùniony pùuczk¹ lub wod¹. Sonda tzw. krótka A0,41M 1 ma krótki zasiêg poziomy, tote na jej pomiar istotnie wpùywa gruboœã warstwy osadu ilastego i zasiêg strefy filtracji filtratu pùuczki. Jednak ze wzglêdu na maùy rozstaw elektrod, ta sonda ma dobr¹ rozdzielczoœã warstw. Wyraêny kontrast opornoœciowy pojawia siê ju na warstwach o mi¹ szoœci od 0,5m. Natomiast sonda dùuga A1,63M 2 ma lepszy zasiêg poziomy i wartoœci opornoœci mierzone t¹ sond¹ s¹ bardziej zbli one do rzeczywistej opornoœci skaù. Jednoczeœnie jej rozdzielczoœã warstw jest gorsza, tylko do 2,0m rzeczywistej mi¹ szoœci warstwy. Czynniki ograniczaj¹ce zastosowanie metody: pomiar jest niemo liwy, jeœli odwiert ma stalowe orurowanie. Wyznaczanie cienkich przewarstwieñ, mi¹ szoœci warstw oraz wspóùczynnika i parametru porowatoœci jest wykonywane metod¹ mikroprofilowania Opornoœci - mpo. Mikrosondy mpo,o maùym rozstawie elektrod, w granicach 2-5cm, s¹ konstruowane w ukùadzie potencjaùowym, np. A0,05M lub gradientowym A0,025M0,025N. Za ich pomoc¹ mierzy siê opornoœã pozorn¹ skaù sond¹, bezpoœrednio przylegaj¹c¹ do œcian odwiertu. Taka metoda pomiaru prowadzi do eliminacji znacznej czêœci efektów otworowych. W warstwach wodonoœnych nasyconych zmineralizowan¹ wod¹ zùo ow¹, krzywa mpo daje wiêksze opornoœci ni krzywa zarejestrowana metod¹ POp. W hydrogeologii, do oceny efektywnej mi¹ szoœci skaù zbiornikowych sùu y profilowanie metod¹ sterowanego Profilowania Opornoœci POst. Profil tego rodzaju jest okreœlany terminem laterolog. Pole elektryczne sondy typu PO jest sterowane za pomoc¹ dodatkowych elektrod ekranuj¹cych pole elektrody zasilaj¹cej A w taki sposób, e rozpùyw pr¹du wokóù A skupia siê na ksztaùt wzglêdnie cienkiego dysku horyzontalnego. W rezultacie wzrasta rozdzielczoœã pionowa sondowania i jego zasiêg boczny (lateralny). Krzywa wùaœciwej opornoœci pozornej jest bardziej kontrastowa o wartoœciach zbli onych do wartoœci rzeczywistych. Do wyznaczania opornoœci wùaœciwej skaù w strefie przemytej otworu jest stosowana metoda mpost sterowanego mikroprofilowania Opornoœci. Pomiar jest wykonywany zmodyfikowan¹ mikrosond¹ mpo, w której pole elektrody zasilaj¹cej jest sterowane dodatkowymi elektrodami o maùych rozstawach, przewa nie 1,4cm, w bezpoœrednim styku ze œcian¹ odwiertu. Rzeczywiste wartoœci opornoœci warstw oraz ich parametry hydrogeologiczne, a tak e stan techniczny otworu wiertniczego okreœlamy na podstawie wyników Sondowania Opornoœci SO. Celem interpretacji SO jest równie wyznaczenie gùêbokoœci wnikania filtratu pùuczki w œciany odwiertu. To ostatnie jest szczególnie wa ne przy filtrowaniu otworów hydrogeologicznych. W ramach tej metody wykonuje siê szereg profilowañ opornoœci w odwiercie sp¹gowymi sondami gradientowymi o ró nych dùugoœciach. Te pomiary mog¹ byã uzupeùniane pomiarami opornoœci sond¹ potencjaùow¹ albo stropow¹ sond¹ gradientow¹ lub mikrosond¹. Charakterystyki sondowania konstruuje siê w postaci krzywych SO daj¹cych zale noœã pomierzonych opornoœci pozornych badanej warstwy od dùugoœci sondy. Krzywe SO porównuje siê z teoretycznymi charakterystykami sondowania. W u yciu s¹ opracowane specjalne zestawy krzywych teoretycznych SO w zale noœci od opornoœci wùaœciwej pùuczki (POP) oraz œrednicy odwiertu (PÚr). PI Profilowanie Indukcyjne; badanie wzdùu otworu wiertniczego zmian elektrycznej przewodnoœci (opornoœci) skaù przez pomiar wtórnego pola magnetycznego pr¹dów wirowych indukowanych w badanym oœrodku. 4. Radiometria wiertnicza Detekcja promieniowania j¹drowego gamma oraz promieniowania neutronowego s¹ gùównymi metodami radiometrycznymi w geofizyce wiertniczej. W zastosowaniu jest du a iloœã odmian wyspecjalizowanych metod radiometrycznego profilowania odwiertów. Szczególn¹ zalet¹ tych metod jest mo liwoœã pomiarów w otworach suchych albo zarurowanych. Zdolnoœã prospekcyjna; Profilowania gamma i profilowania neutronowe wykonuje siê m.in. w celu rozpoznania litologii odwiertu zawartoœci iùów oraz utworów wodonoœnych, a tak e do wyznaczania gêstoœci skaù oraz ich porowatoœci. Metody radiometryczne s¹ równie wykorzystywane do badania stanu technicznego otworu. Wykaz zadañ pomiarowych: Do ustalania granic warstw, rozró niania skaù zailonych i niezailonych, wyznaczania lub szacowania zawartoœci iùów w osadach oraz do identyfikacji stref o silnej promieniotwórczoœci wystêpuj¹cych w skaùach skonsolidowanych stosuje siê metodê Profilowania Gamma - PG. Polega ona na rejestracji natê enia naturalnego promieniowania gamma utworów skalnych w otoczeniu odwiertu. Wyniki geofizycznego pomiaru metod¹ PG poddaje siê interpretacji jakoœciowej w poù¹czeniu z interpretacj¹ geologiczn¹ rdzeni i próbek wiertniczych. Jeœli w odwiercie znajduj¹ siê warstwy zùo one z czystego iùu (lub gliny) a ich granice mog¹ byã dokùadnie okreœlone, to z krzywej PG mo na w przybli eniu wyznaczyã zawartoœã iùu lub gliny w warstwach poœrednich, pod warunkiem e ich mi¹ szoœã wynosi wiêcej ni 1m. Niektóre naturalne izotopy promieniotwórcze pierwiastków znajduj¹cych siê w skaùach s¹ êródùem promieniowania gamma, o œciœle okreœlonej energii rzêdu MeV. 3/8

Pierwiastki te mo na wiêc identyfikowaã przy pomocy odpowiednich detektorów zainstalowanych w sondach wiertniczych. Wzdùu otworu wiertniczego przeprowadza siê pomiar natê enia (szybkoœci zliczeñ) naturalnego promieniowania gamma pochodz¹cego z pierwiastków promieniotwórczych zawartych w skaùach. Podstawy fizyczne metody: Gùównym êródùem naturalnego promieniowania gamma s¹ izotopy szeregów promieniotwórczych uranu i toru oraz izotop potasu 40 K. Zasada pomiaru promieniowanie gamma mo e byã rejestrowane licznikiem Geigera-Müllera. Detektorem promieniowania jest rura jonizacyjna o dùugoœci od 10 do 50cm i z tego powodu rozdzielczoœã pionowa pomiaru nie jest zadowalaj¹ca. Obecnie w metodzie PG u ywa siê gùównie licznika scyntylacyjnego, którego detektorem jest monokrysztaù jodku sodu (NaJ) o dùugoœci 5-10cm. Taki pomiar daje dobr¹ rozdzielczoœã krzywej PG. Liczniki G- M s¹ nadal u ywane w sondach przeznaczonych do pomiarów PG w wysokich temperaturach. Kwanty gamma generuj¹ scyntylacje (bùyski œwiatùa w krysztale scyntylatora NaJ), które z kolei przechodz¹ do fotopowielacza i wybijaj¹ elektrony z jego katody. Impuls elektronowy, po wzmocnieniu przez ukùad elektroniczny sondy jest przekazywany kablem do aparatury pomiarowej na powierzchni. Wynik pomiaru jest podawany przez licznik w postaci liczby impulsów na minutê, jest to tzw. szybkoœã zdarzeñ (równie szybkoœã zliczeñ). Czynniki ograniczaj¹ce zastosowanie metody: zbyt maùa œrednica scyntylatora, du a œrednica odwiertu (d>1m), grube orurowanie i cementacja odwiertu - wtedy zachodzi tùumienie intensywnoœci promieniowania docieraj¹cego do sondy. Metoda rejestracji promieniowania gamma ma jeszcze kilka wyspecjalizowanych wersji. Do ustalania granic miêdzy warstwami geologicznymi, pomiaru gêstoœci skaù, identyfikacji skaù wedùug ich gêstoœci i wykrywania skupisk wiru sùu y metoda Profilowania Gamma-Gamma PGG. Ta metoda polega na rejestracji natê enia promieniowania gamma rozproszonego w skaùach. Kwanty gamma s¹ emitowane przez wùasne êródùo promieniotwórcze zainstalowane w sondzie. Ze wzglêdu na rodzaj êródùa i sposób rejestracji wtórnego promieniowania gamma w u yciu s¹ dwie metody PGG: gêstoœciowe Profilowanie Gamma-Gamma PGGg. Jest to wyspecjalizowana metoda PGG przeznaczona do pomiaru czêœci promieniowania gamma rozproszonego w wyniku efektu Comptona na elektronach wchodz¹cych w skùad atomów znajduj¹cych siê w skaùach. Poczynaj¹c od helu (Z=2) a do elaza (Z=26), logarytm naturalny z rejestrowanej liczby rozproszonych kwantów gamma zmienia siê proporcjonalnie do ciê aru objêtoœciowego skaù. selektywne Profilowanie Gamma-Gamma PGGs. Sonda o dùugoœci 0,3m ma êródùo 137 Cs monoenergetycznego promieniowania gamma o energii jego kwantów 0,662MeV, które przechodz¹c przez skaùy ulegaj¹ rozpraszaniu w wyniku zjawiska fotoefektu. Liczba rozproszonych miêkkich kwantów gamma, o energiach 30-80 kev, rejestrowanych przez selektywny detektor scyntylacyjny, zale y od gêstoœci skaùy i zawartoœci mineraùów ciê kich (np. barytu). Wpùyw gêstoœci skaùy na liczbê zdarzeñ mo na uwzglêdniã na podstawie wyników PGGg wykonywanych równolegle z sondowaniem PGGs. W eksploracji utworów porowatych nasyconych wod¹ zùo ow¹ jest stosowana metoda Profilowania Neutronowego PN. W tej metodzie wykorzystuje siê zjawiska zachodz¹ce w skaùach pod wpùywem promieniowania neutronowego. Jest to odrêbna grupa metod profilowania radiometrycznego, w których s¹ u ywane sondy z wùasnymi êródùami neutronów i odpowiednimi detektorami. Neutrony emitowane przez êródùo wnikaj¹ w skaùy na gùêbokoœã do 80cm (dla energii kinetycznej neutronu (E n 16MeV) i ulegaj¹ spowolnieniu do energii termicznych, E n 0,025MeV. Spowolnienie neutronów jest najszybsze na protonach, j¹drach atomów wodoru wchodz¹cych w skùad cz¹steczek wody. Neutrony termiczne w du ej czêœci s¹ wychwytywane przez j¹dra pierwiastków wchodz¹cych w skùad skaù. Powstaj¹ce w ten sposób izotopy s¹ na ogóù promieniotwórcze i emituj¹ tzw. wtórne promieniowanie gamma. Przy zastosowaniu sond dùugich, L > 60cm, skaùy silnie spowalniaj¹ce neutrony daj¹ profile o wyraênych anomaliach ujemnych wzglêdem tùa. Zale nie od sposobu detekcji sygnaùu, s¹ dwa sposoby profilowania neutronowego; PNG Profilowanie Neutron-Gamma; pomiar wtórnego promieniowania gamma wywoùanego oddziaùywaniem strumienia neutronów na skaùy. PNN Profilowanie Neutron-Neutron; pomiar rozproszonego i spowolnionego promieniowania neutronowego. Obie metody PNG i PNN s¹ stosowane do pomiaru porowatoœci skaù. Metoda PNN sùu y równie do oznaczania wilgotnoœci skaù w odwiercie. S¹ dwie wersje tej metody; PNNt Profilowanie Neutron-Neutron, rejestracja gêstoœci neutronów termicznych, PNNnt Profilowanie Neutron-Neutron, pomiar gêstoœci neutronów nadtermicznych. Do grupy metod PG zaliczamy Profilowanie Wzbudzonej Aktywnoœci PWA. W tym profilowaniu neutronowe êródùo sondy napromieniowuje trwaùe izotopy w skaùach formacji geologicznych le ¹cych w bliskim otoczeniu odwiertu. Przez to czêœã z tych izotopów ulega wzbudzeniu i staje siê promieniotwórcza. Detektor sondy rejestruje natê enie promieniowania gamma pochodz¹cego z ich rozpadu. Metoda Profilowania izotopowego PGi polega na rejestracji promieniowania gamma emitowanego przez izotop promieniotwórczy pierwiastka znajduj¹cego siê w roztworze zatùoczonym do odwiertu. Sùu y ona zarówno do badania stanu technicznego odwiertu jak i do celów hydrogeologicznych. Metod¹ PGi mo na œledziã ruch wód podziemnych oraz wyznaczaã porowatoœã i przepuszczalnoœã skaù zbiornikowych. Do tych celów wybiera siê izotopy o odpowiednio krótkim okresie póùrozpadu i niskim stopniu adsorpcji przez pùuczkê i skaùy. 5. Metoda termiczna Termometria wiertnicza (otworowa) PT: Celem metody jest wyznaczenie temperatury otworu jako funkcji 4/8

gùêbokoœci odwiertu. Ze wzglêdu na warunki cieplne w otworze s¹ dwa rodzaje pomiarów temperatury: Pomiary w stanie nieustalonej równowagi termicznej, oznaczenie - PTn, daj¹ profil przewodnoœci temperaturowej, gdy przyrost temperatury jest proporcjonalny do przewodnoœci temperaturowej przewiercanych skaù. Natomiast wynikiem pomiarów w stanie ustalonej równowagi termicznej w otworze (undisturbed state), oznaczenie - PTu, jest profil opornoœci cieplnej poniewa w tych warunkach przyrost temperatury z gùêbokoœci¹ jest proporcjonalny do cieplnej opornoœci wùaœciwej skaù. Metod¹ PTu mierzymy gradient geotermiczny i wyznaczamy gêstoœã strumienia cieplnego ziemi. Te pomiary nale y wykonywaã po upùywie co najmniej dziesiêciu dni od zakoñczenia wierceñ. Zasada pomiaru detektorem jest termometr elektrooporowy. Temperatura jest mierzona w trakcie opuszczaniu sondy do otworu wypeùnionego wod¹ lub pùuczk¹. Metody interpretacji wyników pomiaru: w zale noœci od celu pomiarów. Czynniki ograniczaj¹ce: pomiar temperatury w suchym odwiercie przy zastosowaniu tej metody jest niemo liwy. Zdolnoœã prospekcyjna metody: Do wykrywania miejsc dopùywu wody do odwiertu. W tym przypadku wykonuje siê pomiar PTn, po uprzednim pùukaniu otworu drog¹ sczerpywania i zatùaczania pùynu (pùuczki albo wody) do odwiertu. W podobny sposób znajduje siê miejsca, w których zachodzi ruch wody poza rurami odwiertu. Na termogramie PTn miejsca dopùywu albo ruchu wody poza rurami zaznaczaj¹ siê w postaci anomalii termicznych. Tak e do okreœlania stanu zacementowania odwiertu, oraz do poszukiwania êródeù geotermalnych (gor¹ce wody i skaùy). 6. Wody geotermalne W ramach poszukiwañ ropy naftowej w powojennej Polsce wykonano okoùo 20 tysiêcy otworów. Niejako ubocznym rezultatem tych wierceñ byùo odkrycie êródeù geotermalnych, gor¹cych wód i skaù. Znamy siedem tysiêcy udokumentowanych otworów, lecz w innych otworach êródeù mo e byã wiêcej, gdy pocz¹tkowo nie wykonywano pomiarów temperatury w odwiertach. Rozpoznane êródùa geotermalne stanowi¹ 90% zasobów energii odnawialnej dostêpnych w Polsce. Ich zasób energetyczny wynosi ponad sto piêãdziesi¹t razy tyle co roczne zapotrzebowanie kraju. Roczne zu ycie energii w Polsce wynosi 4000 pj 1. W Polsce wystêpuj¹ trzy ró ne prowincje geotermalne; œrodkowoeuropejska na terenie Ni u Polskiego, prowincja przedkarpacka i prowincja orogeniczna Karpat. Prowincja œrodkowoeuropejska jest to system gùêbokich basenów sedymentacyjnych wystêpuj¹cych w utworach mezozoiku. Najbardziej rozprzestrzenione s¹ dwa baseny, dolnokredowy i dolnojurajski. Woda w tych basenach jest ogrzewana na du ej gùêbokoœci przez ciepùo geotermiczne o naturalnym gradiencie i osi¹ga temperatury 20-80 C. Mineralizacja tej wody na wiêkszych gùêbokoœciach wzrasta do 100g/m 3. Na obszarze prowincji orogenicznej Karpat, wody termalne wystêpuj¹ w utworach kredowych i trzeciorzêdowych. Do tej prowincji nale y rejon Niecki Podhalañskiej, gdzie zùo a wód termalnych 1 p - mno nik wykùadniczy peta = 10 15 wystêpuj¹ w utworach triasu. Mi¹ szoœã tych zùó dochodzi do 700m, woda jest sùabo zmineralizowana o temperaturze 86 C. Zbiornik podhalañski jest typem systemu o dominacji szczelin. W tych warunkach woda infiltruje w szczelinach i uskokach na du e gùêbokoœci, gdzie jest ogrzewana. W obrêbie prowincji przedkarpackiej wody termalne wystêpuj¹ w utworach kambryjskich, dewoñskokarboñskich, jurajskich kredowych i mioceñskich. Jednostk¹ sùabszej rangi jest region sudecko-œl¹ski, gdzie nie stwierdzono obecnoœci rozlegùych zbiorników geotermalnych. Nale y przy tym mieã na wzglêdzie niepeùne rozpoznanie wgùêbnej budowy masywu sudeckiego. Za rejony perspektywiczne dla eksploracji wód termalnych uznaje siê; (a) rejon Cieplice - Jelenia Góra. Jest tam basen geotermalny w szczelinowych granitach karboñskich. Mineralizacja wód jest niska (0,66mg/dm 3 ), temperatury 20-62 C. (b) L¹dek Zdrój i Grabin koùo Niemodlina stwierdza siê obecnoœã wód termalnych o temperaturach 30-35 C. (c) Rejon Dusznik Zdroju wykryto znaczn¹ anomaliê geotermaln¹, która mo e byã oznak¹ zbiornika wód o temperaturze 100 C zalegaj¹cych na gùêbokoœci 1000m. Pozostaùe rejony to, (d) Jeleniów Kudowa, Szklarska Porêba, Úwieradów i masyw Únie nika. Dùugoterminowa strategia Unii Europejskiej nakùada na kraje czùonkowskie obowi¹zek rozwoju w zakresie eksploatacji zasobów energii czystej (tzn. odnawialnej). Tabela 6-1. Procentowy udziaù planowanego wykorzystania energii odnawialnej w UE i w Polsce. Rok UE [%] Polska [%] 2010 10 7,5 2020 20 15 2050 50? Wiadomo jest, e kraje, które nie zdoùaj¹ osi¹gn¹ã planowanych limitów, bêd¹ zmuszone kupowaã za granic¹ energiê pochodzenia odnawialnego. Przykùad: Warunki produkcji energii ze êródeù geotermalnych opracowane dla wysadu solnego na terenie województwa kujawsko-pomorskiego. Z wysadu wydobywana jest sól w kopalni otworowej. W otoczeniu zùo a stwierdzono wystêpowanie zbiorników gor¹cych wód o temperaturach 48 202 C. Wokóù wysadu znajduje siê kilkadziesi¹t odwiertów zdatnych do pobierania energii geotermalnej. Mo liwa jest produkcja skojarzona energii w iloœci 20 MW ciepùa i 5 MW energii elektrycznej. Szacowane koszty budowy zakùadu geotermalnego; (1) Zakùad energetyczny 50 mln zù, 30% nakùadów caùkowitych. Bardzo korzystnie ksztaùtuje siê koszt jednego miejsca pracy, okoùo 50 tys. zù. (2) Sieã ciepùownicza 70% nakùadów caùkowitych. W przypadku lokalizacji zakùadu przy istniej¹cej sieci ciepùowniczej, koszty inwestycyjne zwracaj¹ siê po 4 latach a uzyskiwane dochody roczne wynios¹ 9 15 mln zù. 5/8

Rysunek 6-1. Produkcja energii geotermalnej w systemie z dwoma otworami, eksploatacyjnym i chùonnym. 7. Mikrograwimetria Cele i obszary zastosowañ mikrograwimetrii s¹ to miêdzy innymi; a) Dokùadne pomiary pod ziemi¹, do wykrywania maùych struktur niewidocznych na zdjêciach z powierzchni Ziemi. b) Problemy górnicze - wykrywanie niejednorodnoœci gêstoœciowych, rozpoznawanie niecek, uskoków, wyklinowañ, pustek poeksploatacyjnych, odksztaùceñ objêtoœciowych górotworu, predykcja wstrz¹sów górniczych. c) Wykrywanie zùó kruszcowych, w szczególnoœci typu gniazdowego. d) Poszukiwanie i badanie jaskiñ - rozpoznanie dla potrzeb geologii krasowej. e) Archeologia wykrywanie form antropogenicznych. Wielkoœã bezwzglêdnych wartoœci anomalii Bouguer a badanych metodami mikrograwimetrii le y w przedziale 0,03 0,5 mgal, przy czym anomalie tej wielkoœci zajmuj¹ obszar o powierzchni w granicach od 5 do 5000 m 2. Anomalia Bouguer a g jest liczona za pomoc¹ redukcji, w której obok standardowych poprawek, topograficznej, wolnopowietrznej i poprawki na pùytê, wystêpuj¹ dodatkowe specjalne poprawki; g g g g g g 0,3086 h 0,04187 ( H h) u szw ls gdzie, +0,04187 H jest to poprawka dla pomiarów podziemnych, H gùêbokoœã punktu liczona od powierzchni Ziemi, g u - poprawka urbanistyczna na siùê przyci¹gania budowli znajduj¹cych siê na obszarze zdjêcia, tak e w jego bliskim s¹siedztwie, t g szw - poprawki na skùadow¹ pionow¹ siùy przyci¹gania wyrobisk i szybów górniczych, stosowane w mikrograwimetrii górniczej, g ls - poprawki lunisolarne, wprowadzane w przypadku, gdy czas trwania pomiarów jest dùu szy od szeœciu godzin. h - mi¹ szoœã warstwy redukowanej, dla punktów pomiarowych na wysokoœci h (odlegùoœã w metrach) wzglêdem poziomu odniesienia. Gdy poziom odniesienia le y na powierzchni morza, to stosujemy h>0 dla punktów le ¹cych ponad poziomem morza i h<0 dla punktów znajduj¹cych siê poni ej poziomu morza. - wartoœã normalna siùy ciê koœci na poziomie odniesienia, g pomierzona wartoœã siùy ciê koœci, - gêstoœã granitowej warstwy skorupy Ziemi. Metodyka pomiarów mikrograwimetrycznych - wykonuje siê pomiary wzglêdne w sieci podstawowej i wypeùniaj¹cej, na podstawie których dla ka dego punktu sieci wyznacza siê przyrosty siùy ciê koœci wzglêdem wybranego punktu podstawowego. Nale y bardzo precyzyjnie (z dokùadnoœci¹ rzêdu 5 Gal) wyznaczaã zarówno poùo enie punktów, wszystkie poprawki, jak i dryft grawimetru. Dla potrzeb redukcji Bouguer a, w przypadku konkretnego zdjêcia, ustala siê lokalny poziom odniesienia, taki e najni ej poùo ony punkt pomiarowy zdjêcia powinien znajdowaã siê na tym poziomie (wtedy h=0, tzn. nie ma warstwy redukowanej). Oczko sieci jest równe s = 0,5 5m. Gêstoœã sieci nale y dobieraã odpowiednio do spodziewanej amplitudy mikroanomalii. Sieã pomiarow¹, zale nie od potrzeb, nawi¹zuje siê do punktu podstawowego na powierzchni Ziemi. Stosowane jest porównywanie zdjêã podziemnych z naziemnymi. Zdjêcia grawimetryczne w hydrogeologii i geologii in ynierskiej, tak e archeologii, s¹ stosowane do œcisùej, iloœciowej interpretacji danych elektrooporowych lub sejsmicznych uzyskanych we wczeœniejszym rozpoznaniu. 8. Gêstoœã i porowatoœã mineraùów i skaù Ciê ar objêtoœciowy skaù i mineraùów jest podstawowym parametrem w grawimetrii poszukiwawczej; jego zró nicowanie jest gùównym powodem wystêpowania anomalii grawimetrycznych na Ziemi. Ciê ar objêtoœciowy skaùy danego rodzaju mo e byã inny w ró nych regionach a nawet w ró nych miejscach tej samej formy geologicznej, taki efekt wystêpuje na przykùad w skrzydle i w j¹drze synkliny lub antykliny. Skaùy osadowe charakteryzuj¹ siê du ¹ porowatoœci¹, w odró nieniu od skaù magmowych i metamorficznych. To jest powodem du ej zmiennoœci ich ciê aru wùaœciwego. Skaùy magmowe i metamorficzne maj¹ najwy sze ciê- ary objêtoœciowe, zale ne gùównie od skùadu mineralnego i tekstury a ich porowatoœã jest rzêdu 0,5 2%. Skaùy metamorficzne s¹ to skaùy pochodzenia magmowego i osadowego a ich ciê ar objêtoœciowy znacz¹co zale y od stopnia przeobra enia. W procesie matamorfozy ciê ar objêtoœciowy tych skaù mo e zarówno zwiêkszyã siê jak i zmniejszyã. Kompakcja jest równie czynnikiem ró nicuj¹cym gêstoœã mineraùów i skaù. Stopieñ kompakcji utworów geologicznych zale y od (1) gùêbokoœci ich wystêpowania 6/8

obecnie i w przeszùoœci (2) ciê aru warstw nadlegùych (3) skùadu mineralnego (4) struktury i (5) procesów geologicznych, jakim skaùa byùa poddana w swej historii. Znajomoœã krzywych kompakcji ma szczególne znaczenie w geofizyce poszukiwawczej, pomaga zrozumieã przyczyny niektórych anomalii siùy ciê koœci, pozwala na dokùadniejsze wyznaczenie gùêbokoœci wystêpowania ciaù zaburzaj¹cych, umo liwia ustalenie rzeczywistego kontrastu gêstoœciowego miêdzy ciaùem zaburzaj¹cym i otoczeniem. Na przykùad, muùowce i muùki mezozoiczne zwiêkszaj¹ ciê ar objêtoœciowy o ok. 0,5 g/cm 3, przy zmianie gùêbokoœci ich wystêpowania z 600 m do 1700 m. W rozdziale 9. znajduj¹ siê tablice ciê arów objêtoœciowych niektórych skaù i mineraùów. 9. Ciê ary objêtoœciowe oraz ich zakresy zmiennoœci Wg W. M. Telford et al. Applied Geophysics, sec ed. (Cambridge, 1990) L.p. Rodzaj skaù Osady (uwodnione) gêstoœci 1 Utwory powierzchniowe 1,92 2 Gleba 1,2 2,4 1,92 3 Glina 1,63 2,6 2,21 4 Ýwir 1,7 2,4 2,0 5 Piasek 1,7 2,3 2,0 6 Piaskowiec 1,61 2,76 2,35 7 upek ilasty 1,77 3,2 2,40 8 Wapieñ 1,93 2,90 2,55 9 Dolomit 2,28 2,90 2,70 10 Skaùy osadowe, 2,50 L.p. Rodzaj skaù Skaùy magmowe gêstoœci 1 Andezyt 2,4 2,8 2,61 2 Bazalt 2,70 3,30 2,99 3 Diabaz 2,50 3,20 4 Dioryt 2,72 2,99 2,85 5 Gabro 2,70 3,50 3,03 6 Granit 2,50 2,81 2,64 7 Granodioryt 2,67 2,79 2,73 8 Lawa 2,80 3,00 2,90 9 Perydotyt 2,78 3,37 3,15 10 Porfir 2,60 2,89 2,74 11 Sk. magmowe kwaœne 2,30 3,11 2,61 12 Sk. magmowe zasadowe 2,09 3,17 2,79 Skaùy przeobra one gêstoœci 1 Amfibolit 2,90 3,04 2,96 2 Eklogit 3,2 3,54 3,37 3 Gnejs 2,59 3,0 2,80 4 Kwarcyt 2,50 2,70 2,60 5 upek 2,7 2,9 2,79 6 Marmur 2,6 2,9 2,75 7 Serpentyn 2,4 3,10 2,78 8 Szarogùaz (waka) 2,6 2,7 2,65 Mineraùy metaliczne tlenki i karbonatyty gêstoœci 1 Boksyt 2,3 2,55 2,45 2 Chromit 4,3 4,6 4,36 3 Hematyt 4,9 5,3 5,18 4 Ilmenit 4,3 5,0 4,67 5 Kasyteryt 6,8 7,1 6,92 6 Limonit 3,5 4,0 3,78 7 Magnetyt 4,9 5,2 5,12 8 Manganit 4,2 4,4 4,32 9 Piroluzyt 4,7 5,0 4,82 10 Rutyl 4,18 4,3 4,25 11 Syderyt 3,7 3,9 3,83 12 Wolframit 7,1 7,5 7,32 Mineraùy metaliczne siarczki i arsenki gêstoœci 1 Arsenopiryt 5,9 6,2 6,1 2 Bornit 4,9 5,4 5,1 3 Chalkopiryt 4,1 4,3 4,2 4 Cynober 8,0 8,2 8,1 5 Galena 7,4 7,6 7,5 6 Kobaltyt 5,8 6,3 6,1 7 Malachit 3,9 4,03 4,0 8 Markazyt 4,7 4,9 4,85 9 Molibdenit 4,4 4,8 4,7 10 Piryt 4,9 5,2 5,0 11 Sfaleryt 3,5 4,0 3,75 Mineraùy niemetaliczne gêstoœci 1 Anhydryt 2,29 3,0 2,93 2 Antracyt 1,34 1,8 1,50 3 Baryt 4,3 4,7 4,47 4 Fluoryt 3,01 3,25 3,14 5 Gips 2,2 2,6 2,35 6 Grafit 1,9 2,3 2,15 7 Kaolinit 2, - 2,63 2,53 8 Kalcyt 2,6 2,7-9 Kreda 1,53 2,6 2,01 10 Kwarc 2,5 2,7 2,65 11 Magnezyt 2,9 3,12 3,03 12 Ortoklaz 2,5 2,6-13 Ropa naftowa 0,6 0,9-14 Sól kamienna 2,1 2,6 2,22 15 Wêgiel brunatny 1,1 1,25 1,19 16 Wêgiel kamienny 1,2 1,5 1,32 17 Woda morska 1,01 1,05-10. Metoda magnetyczna Metody geomagnetyczne w hydrogeologii i geologii in ynierskiej mog¹ byã stosowane do badania ruchu osuwisk oraz do rozpoznawania stropu skaù magmowych i metamorficznych le ¹cych blisko powierzchni terenu. W celu rozpoznania prêdkoœci i sposobu przemieszczania siê masy skalnej osuwiska wykonuje siê okresowe zdjêcia magnetyczne na obszarze osuwiska, w strefie którego wywiercono otwory i umieszczono znaczniki magnetyczne. Pozostaùe metody badania osuwisk to profile i zdjêcia georadarowe (GPR), ponadto fotogrametria i pomiary topograficzne. Zdjêcia mikromagnetyczne o zagêszczeniu punktów pomiarowych od 1 do 2 pkt. na 1m 2, wykonywane za pomoc¹ wag magnetycznych o du ej dokùadnoœci pomiaru, mog¹ byã u yte do sporz¹dzania diagramów rozkùadu kierunków osi anomalii mikromagnetycznych. Na ich podstawie rozpoznaje siê takie cechy skaù, jak uùawicenie, zmiany frakcjonalne czy kierunek spêkañ skaù szczelinowatych. 7/8

11. Literatura [1] Zbigniew Fajklewicz red., Zarys geofizyki stosowanej (Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, 1972) [2] Przemysùaw Stenzel, Jacek Szymanko, Metody geofizyczne w badaniach hydrogeologicznych i geologiczno-in ynierskich (Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa, 1973) [3] Repsold H., Well Logging in Groundwater Development (Verlag Heinz Heise, Hannover, 1989) [4] Vogelsand D., Environmental Geophysics (Springer Verlag, Berlin, 1996) [5] Telford W. M. et al., Applied Geophysics. Second Edition (Cambridge Univ. Press, 1990) 8/8