Z cyklu miniseminariów SKNGF: Adam Talaga II rok MU GF Zastosowanie i podstawy fizyczne metody magnetotellurycznej (MT) Artykuły do przejrzenia: http://journals.bg.agh.edu.pl/geologia/2011-01/geologia_2011_1_01.pdf http://www.ptgeol.pl/files/169-193_ptg_stefaniuk.et.al_2011.pdf https://www.google.pl/search?client=opera&q=poradnik+g%c3%b3rnika+naftowego&oe=ut f-8&channel=suggest&um=1&ie=utf- 8&hl=pl&tbm=isch&source=og&sa=N&tab=wi&ei=sRdWUYfwC87itQaiyoC4Dg&biw=1366&bi h=621&sei=sxdwuee3ecrlswbk44d4da#imgrc=fkftyh3v2f_c0m%3a%3brdznpq2ld71irm% 3Bhttp%253A%252F%252Fsitpnig.pl%252FSITPNIG%252Fimages%252FWydawnictwa%252F.r esized_285x401_pgn_t_ib_001.jpg%3bhttp%253a%252f%252fsitpnig.pl%252fpl%252faktu alnosci%252f0%252f414%3b285%3b401 http://journals.bg.agh.edu.pl/geologia/2008-01/geologia_2008_1_03.pdf http://www.tdx.cat/bitstream/handle/10803/1920/03.amc_parti.pdf?sequence=3 http://digital.library.adelaide.edu.au/dspace/bitstream/2440/48492/6/02chapters1-3.pdf Słowniczek pojęć (Miecznik, 2010)
1. Zastosowanie MT Metody magnetotelluryczne (MT) należą obecnie do jednych z szybciej rozwijających się metod geofizycznych w prospekcji naftowej. Spowodowane to jest większym zainteresowaniem obszarami, charakteryzującymi się trudnymi warunkami geologicznymi. Badania (np. sejsmiczne) w takich miejscach są trudne do przeprowadzenia ze względu na niejednoznaczność ich interpretacji (Stefaniuk, 2005). Zalety metody magnetotellurycznej MT należą do metod elektromagnetycznych (EM) i znajduje zastosowanie w następujących zagadnieniach (Stefaniuk, 2011) - prace zwiadowcze (ze względu na ich niski koszt i uniwersalne zastosowanie) - wyprzedzanie metody sejsmicznej w rozpoznaniu budowy geologicznej, - wspomaganie interpretacji danych sejsmiki, - rozpoznawanie akumulacji węglowodorów.
Czasami specyficzne warunki geologiczne powodują, że interpretacja danych sejsmicznych jest niemożliwa lub bardzo utrudniona. Może się tak zdarzyć kiedy na badanym obszarze, występują bardzo silne granice odbijające (pokrywy bazaltowe, ewaporaty) lub rozpraszające (uskoki, strefy fałdowe). W takich sytuacjach wykorzystuje się MT (Stefaniuk, 2011). Prowadzone są badania, aby MT zastąpiła sejsmikę, jako główną metodę poszukiwań naftowych. 2. Podstawy fizyczne MT Fale elektromagnetyczne są dłuższe (nawet o rząd wielkości) niż fale sejsmiczne, więc są w mniejszym stopniu tłumione i rozpraszane przez ośrodek. Charakteryzują się mniejszą rozdzielczością niż metody sejsmiczne, więc są mniej dokładne od nich. MT jest oparta na innych właściwościach fizycznych niż metody sejsmiczne tj. ośrodki bardzo dobrze odbijające fale sejsmiczne, zazwyczaj dobrze nie tłumią i nie odbijają fal elektromagnetycznych. Więc stosowanie danych sejsmicznych o dużej rozdzielczości i MT jest dobrym i skutecznym sposobem na rozpoznanie budowy ośrodka w trudnych sytuacjach geologicznych (Stefaniuk, 2011). MT zakłada istnienie pola źródłowego w postacie płaskiej fali elektromagnetycznej równoległej do powierzchni Ziemi. Opiera się na pomiarze naturalnego i zmiennego w czasie pola magnetycznego (H) i elektrycznego(e) w celu wyznaczenia zmian przewodnictwa we wnętrzu Ziemi. Zmienności rozkładu przewodnictwa wywołane są różnymi warunkami geologicznymi, więc na ich podstawie można wyznaczyć model geologiczny badanego ośrodka (Miecznik, 2010). Strumienie naładowanych cząstek emitowanych przez Słońce, powodują powstanie zmiennych prądów elektrycznych w jonosferze i magnetosferze (Kozera, 1989). Prądy te powodują przepływ prądów (tellurycznych) wewnątrz przypowierzchniowej, przewodzącej warstwie Ziemi. Źródłami ziemskiego naturalnego pola elektromagnetycznego są (Miecznik, 2010): Prądy elektryczne w magnetosferze (< 1 Hz), Wyładowania elektryczne w jonosferze (>1Hz). Oba źródła powodują powstanie pola elektromagnetycznego w zakresie częstotliwości od 10-4 do 10 4 Hz, gwarantuje rozpoznanie budowy geologicznej, nawet do 150 km (Miecznik, 2010). Pole magnetotelluryczne składa się z dwóch pól (Kozera, 1989): o Elektrycznego E, o składowych Ex, Ey (składowa pionowa na powierzchni Ziemi, Ez=0, o Magnetycznego H, o składowych Hx, Hy, Hz. Zmiany poszczególnych składowych pola elektromagnetycznego w czasie nazywamy wariacjami magnetotellurycznymi. Wykorzystuje się następujące rodzaje wariacji magnetotellurycznych (Kozera, 1989): - mikropulsacje o okresach 0,05 0,5 s, występują w ciągu całej doby, - pulsacje regularne o okresach 0,5 600 s, występują od wczesnych godzin porannych do zachodu słońca, - pulsacje nieregularne o okresach - - 150 s, występują po zachodzie słońca, - długookresowe zmiany zatokowe o okresach 0,5 3 h, występują po zachodzie słońca. Intensywność wariacji magnetotellurycznych zależy od: aktywności słońca (ilość plam słonecznych), szerokości geograficznej miejsca obserwacji i typu prowadzonych badań. Im bliżej biegunów tym większe wariacje. Na każde 15 o szerokości geograficznej amplituda wariacji magnetycznej wzrasta ok. dwukrotnie. W lecie intensywność wariacji jest większa niż w zimie (Kozera, 1989). Głębokość penetracji wariacji magnetotellurycznych zależy od okresu ich rejestracji i waha się od kilkudziesięciu metrów do kilkuset km. Wariacje o relatywnie krótkich okresach (kilku minutowe)
pozwalają nam na padnie nadkładu osadowego i jego krystalicznego podłoża. Natomiast wariacje długookresowe (godzinne) pozwalają na badanie górnego płaszcza Ziemi (Kozera, 1989). Zgodnie z prawem Ohma gęstość prądów przepływających wewnątrz Ziemi jest iloczynem przewodnictwa elektrycznego σ i natężenia pola magnetycznego. Pole to rejestrujemy przez pomiar spadku napięcia wywołanego indukowanym prądem. Amplitudę pola elektrycznego (E) i magnetycznego (H) na głębokości z możemy zapisać (Miecznik, 2010): 1) Pierwszy człon równania (1) opisuje propagację fali, a drugi tłumienie fali elektromagnetycznej. Od tłumienia energii fali EM zależy głębokość penetracji badanego ośrodka. Za głębokość penetracji δ w MT przyjmowana jest głębokość na której amplituda pola maleje e razy (Miecznik, 2010): 2) Ze wzrostem oporności ośrodka i okresu wariacji pola rośnie zasięg głębokościowy MT. Rejestrując zatem pole magnetotelluryczne w szerokim zakresie częstotliwości, otrzymuje informacje o właściwościach fizycznych górotworu z odpowiedniego przedziału głębokości (Miecznik, 2011). Podstawowym parametrem mierzonym w MT jest tensor impedancji Z. Jest to równanie macierzowe charakteryzujące parametry ośrodka elektrycznego (Stefaniuk i in., 2008). Impedancja wiąże składowe pola elektrycznego i pola magnetycznego na powierzchni Ziemi (Stefaniuk i in., 2011): 3) Wartości tensora Z otrzymuje się za pomocą rejestracji przebiegów czasowych zmiennych w czasie składowych pola elektrycznego i magnetycznego, czyli jego poszczególne składowe zależą od modelu i skomplikowania geoelektrycznego badanego ośrodka. W wyniku przetwarzania danych oblicza się krzywe amplitudowe i fazowe w funkcji częstotliwości (Stefaniku i in., 2008): 4)
Krzywe interpretuje się po przez modelowanie 1D, 2D lub 3D. Pozwala ta na określenie zmienności parametrów opornościowych badanego ośrodka w funkcji głębokości (Stefaniku i in., 2008). Złożoność ośrodka zależy od założonego modelu geoelektrycznego (Stefaniuk i in., 2011): 1D oporność zmienia się w jednym kierunku np. pionowym. Przyjmowany jest model poziomo warstwowany z płaskimi granicami rozdziału, składający się z n warstwo, o miąższości warstw h i i oporach właściwych ρ i. Impedancje tak założonego modelu możemy określić (Miecznik, 2010): 5) 6) Parametry inwersji 1D odtwarza są po przez rozwiązywanie algorytmów inwersji m.in. Occama i najmniejszych kwadratów (Miecznik, 2010). Na podstawie analizy tego równania wynika, że warstwy wysokooporowe nie stanowią ekranu dla fali EM. Często warstwy o wysokich wartościach oporu charakteryzują się wysoką wartością impedancji akustycznej 1 i mogą być ekranem dla fali sejsmicznej 2D zmiana oporności w płaszczyźnie, oś x skierowana jest prostopadle do osi jednorodności, zmienność oporności nie występuje wzdłuż osi y. Dla ośrodka 2D możemy wyróżnić dwie polaryzacje: o Elektryczna YX: 7) o Magnetyczna XY: Impedancje wejścowe 8) 3D zmienność parametrów we wszystkich kierunkach, składowe tensora impedancji są różne. Krzywe oporności pozornej otrzymuje się na podstawie wyrażeń: 9) 10) oraz krzywe fazowe: 11) 12) 1 Impedancja akustyczna (twardość) I = Vρ, gdzie: V prędkość fali sejsmicznej, ρ gęstość.
gdzie: ω- częstość kołowa, μ przenikalność magnetyczna w próżni. 3. Ograniczenia i wady MT Wadą MT są liczne zakłócenia występujące na obszarach zurbanizowanych tzw. szumy magnetotelluryczne. Mierzone na powierzchni Ziemi wariacje pola magnetotellurycznego mają na ogół niską amplitudą, a sygnały zakłócające mogą kilkukrotnie przewyższyć pole naturalne. Szumy magnetotelluryczne można podzielić na (Stefaniku i in., 2008): Naturalne bliskie wyładowania w atmosferze, Antropogeniczne: o wewnętrzne pochodzące od domowych urządzeń elektromagnetycznych, są krótkookresowe i charakteryzują się wysokimi częstotliwościami. Łatwo je usunąć, po przez odpowiedni dobór miejsca badań, o zewnętrzne: pochodzące od różnego rodzaju linii przesyłowych (trakcyjnych, energetycznych itp.), są one szczególnie trudne do wyeliminowania, ze względu na swoją dużą moc i zasięg działania, wywołane drganiami mechanicznymi gruntu (wiatr w pobliżu drzew, przejazd samochodów). Oba rodzaje szumów charakteryzują się nie płaską zmiennością przestrzenno-czasową, więc nie spełniają podstawowego założenia MT. Zakłócenia rozprzestrzeniające się na duże odległości ulega modyfikacji i może stać się nieodróżnialny od naturalnych zmian pola EM. Zakłócenia powodują nieproporcjonalne wzmocnienie pola elektryczne tj. składowych tensora impedancji (Stefaniku i in., 2008). 4. Metoda telluryczna i sondowań MT W metodzie tellurycznej prowadzi się pomiary wariacji pola elektrycznego w dwóch miejscach. Jeden określany jest jako punkt bazowy P i jest stały, drugi punkt polowy Q, przemieszczany jest w obrębie obszaru badań. W obu punktach prowadzi się synchroniczne rejestracje składowych E x i E y. Synchronizacje między punktami, które mogą znajdować się od siebie nawet o 80 km, prowadzi się za pomocą radiostacji. Na dużych obszarach zakłada się siatki punktów bazowych. Opracowanie sprowadza się do wyznaczania parametru K, który jest równy ilorazowi średnich w czasie trwania rejestracji natężeń pola elektrycznego w punkcie polowym i bazowym. Średnie natężenie pola w punkcie bazowym przyjmuje się 100 j.u, a natężenie pola w punkcie polowym określa się mnożąc parametr K przez 100. Pozwala to na określenie dla każdego punktu pomiarowego średniego natężenie pola tellurycznego E Q = 100K (Kozera, 1989). Natężenie pola tellurycznego charakteryzuje wartość prądów tellurycznych. Z prawa Ohma 2 wynika, że im większe jest E tym wyższa jest gęstość prądów tellurycznych. Dlatego nad ośrodkami nieprzewodzącymi lub słabo przewodzącymi obserwuje się podwyższone wartości j, a tym samym średniego natężenia pola tellurycznego E. Z otrzymanej wartości E w poszczególnych punktach sporządza się mapy i profile E, odwzorowujące zmiany podłużnej przewodności elektrycznej utworów przykrywających wysokooporowe warstwy przewodnie (Kozera, 1989). Sondowania MT, sprowadzają się do długookresowych pomiarów, nawet kilku godzinnych (kilku dobowych, przy starych aparaturach) zmian składowych (E x H y i E y H z ) pola 2 E=ϱj gdzie: j gęstość prądu, ϱ opór elektryczny właściwy.
magenetotellurycznego o różnych okresach T. W wyniku opracowania zarejestrowanych wariacji pola wyznacza się opory pozorne (Kozera, 1989): Txy E 0,2T H x y 2 lub Tyx E 0,2T H Z zapisów wariacji w każdym punkcie sporządza się w skali logarytmicznej krzywe sondowań MT (Kozera, 1989). Z krzywych sondowań MT sporządza się przekroje geoelektryczne badanego ośrodka Rys. 1 i Rys. 2. y z 2 13) Rys. 1 Przekrój geoelektryczny wzdłuż profilu Przyborów-Zator (Miecznik. 2010) Rys.2 Przekrój geoelektryczny nr wgla (Stefaniku i In., 2008)
Literatura: 1. Kozera S., 1989; Geofizyka poszukiwawcza, Wyd. Geologiczne, Warszawa. 2. Miecznik J., 2010; Badania magneto telluryczne. [w] Poradnik górnika naftowego. Wyd. SITPNiG, Kraków. 3. Stefaniuk M., Czerwiński T., Klityński, Wojdyła M., 2008; Zastosowanie metody magnetotellurycznych profilowań ciągłych w badaniach strukturalnych. GEOLOGIA, Tom 34, Zeszyt 1, s 43-68. 4. Stefaniuk M., Wojdyła M., Danek., 2008; Wybrane aspekty przetwarzania danych magnetotellurycznych z obszaru Karpat, Geologia, Tom 34, Zeszyt 2, s 209-230. 5. Stefaniuk M., Farbisz J., Wojdyła M., Siło Ł., 2011; Badania magneto telluryczne na Dolnym Śląsku nowe możliwości wykorzystania metody magneto tellurycznej w geologii strukturalnej, złożowej, poszukiwaniach wód mineralnych i termalnych. [w] Mezozoik i Kenozoik Dolnego Śląska (Żelaźniewicz i in. red.), WIND, Wrocław, s 169-193. 6. Stefaniuk M., 2011; Metody elektromagnetyczne w prospekcji naftowej, GEOLOGIA, Tom 37, Zeszyt 1, s 5-36.