G EOFYZIKÁLNÍ PRŮZKUMNÉ METODY (RNDr. J. Macháček, Ph.D.) Pro geofyzikální průzkumné práce je k dispozici rozsáhlý soubor metod, které využívají k diagnostice geotechnického prostředí fyzikálních polí, a to jak přirozených, tak uměle vyvolaných. Principy, na jejichž základě tyto metody pracují, jsou obecně využívány v mnoha jiných oborech činností jako je např. stavebnictví a strojírenství, zdravotnictví apod. (pro účely defektoskopie a nedestruktivní diagnostiky). Podle fyzikální podstaty průzkumných polí lze geofyzikální metody rozdělit na metody gravimetrické, magnetometrické, radiometrické, atmogeochemické, geotermometrické, geoelektrické, seismické, a jejich vrtní varianty (metody karotážní). Z hlediska rozměru vyšetřovaného prostředí rozeznáváme měření terénní (měření na horninách “in situ”) a měření laboratorní (na horninových vzorcích). Dále jsou rozeznávány varianty podle umístění zdroje pole a měřící jednotky při měření povrchové (pěší), vrtní, důlní, vrt - povrch, podzemní dílo - povrch, podzemní dílo - vrt, vrt vrt, automobilní, lodní, letecké a družicové. V převážné většině jsou to metody operativní a levné. Nejčastěji jsou orientovány na získání spojitého obrazu mezi dokumentačními díly (rýhami, šachticemi, průzkumnými vrty, místy odběru vzorků, body polních geotechnických zkoušek a pod.). V některých případech jsou schopny geotechnický problém řešit samostatně. Fyzikální projev nehomogenity horninového prostředí se označuje jako geofyzikální anomálie. Optimální situace při průzkumu nastává v případě, kdy anomálie odpovídá změnám toho fyzikálního parametru prostředí, který je přímo předmětem průzkumného zájmu (přímá indikace). Detekční schopnost geofyzikální metody je však vázána jednak na teoretické možnosti průzkumného prostředku (pole), jednak na aktuální technickou úroveň zařízení, jímž jsou měření realizována. Jsou některé geotechnické parametry, které je velmi obtížné indikovat za určitých podmínek přímo. Popsaná skutečnost ovšem nemusí být důvodem apriorního pesimizmu ohledně předpokladu úspěšné aplikace metody, protože v mnoha případech lze využít možnosti kvantifikace přes fyzikální parametr, který sice nepatří k přímo hledaným, ale má k některému z nich nějaký funkční vztah (indikace nepřímá).
Gravimetrické metody Gravimetrické metody studují změny tíhového pole (tíhového zrychlení), které jsou působeny hustotními nehomogenitami geologického prostředí. Teoretickým základem gravimetrických metod jsou gravitační a druhý pohybový zákon (Newtonovy zákony), z nichž vyplývá vztah mezi gravitačním (tíhovým) zrychlením g, gravitační konstantou к (~6,67.10-11 Nm2kg-2), objemem τ tělesa tíhový účinek působícího, jeho hustotou ρ a jeho vzdáleností od bodu pozorování r ve tvaru
g =κ
ρτ r2
.
Měřícím elementem mechanického gravimetru (obr. 5.1)je hmota m na konci vahadla, jehož otočnou osou je torzní vlákno a které je udržováno v horizontální poloze hlavní pružinou. Poloha systému odpovídá součtu účinků všech hustotních nehomogenit, které na hmotnost m aktuálně působí (viz obr. 5.1). Rozlišovací schopnost metody je určena především rozměrem nehomogenity, jejím poměrem ke vzdálenosti od bodu měření (zpravidla k její hloubce úměrně 1/r2) a hustotním kontrastem vůči okolnímu prostředí. Na obr. 5.2 - podle Mareš, S. et al. (1983) - je uvedena ukázka výsledků gravimetrických měření.
1
ap tv
mp
tv m v ap mp
torzní vlákno hmotnost vahadlo hlavní pružina měřící pružina
v m
Obr. 1: Funkční schéma mechanického gravimetru.
∆g (µm⋅s-2)
250 200 150 50
∆g nam
∆g reg
100
∆g vyp
0 -50
∆g L
h (km)
1 0 -1
terciérní sedim enty 0
2
4
6
8 km
předterciérní podloží
Obr. 2: Příklad interpretace gravimetrických měření.
Mikrogravimetrická měření (měření s vysokou hustotou bodů průzkumného pole) se občasně praktikují při lokalizaci dutin (prázdných i zaplněných podzemní vodou) např. v poddolovaných územích nebo krasových oblastech, v diagnostice zemních těles přehradních nádrží, při mapování mocnosti pokryvných útvarů a pod.
Magnetometrické metody Magnetické vlastnosti hornin jsou podmíněny obsahem feromagnetických minerálů (zejména magnetitu) a významný vliv má i skutečnost, že se vesměs nacházejí v zemském magnetickém poli. Vektor celkové magnetizace horniny M = Mi + Mr = κT + Mr ,
kde Mi je vektor magnetizace indukované, Mr je vektor magnetizace remanentní (získané při krystalizaci magnetitu), T je totální vektor intenzity současného zemského magnetického pole a κ pak magnetická (objemová) susceptibilita, závislá na minerálním složení horniny (u diamagnetických minerálů je její hodnota záporná v rozmezí 10-6-10-5, u paramagnetických kladná v intervalu 10-5-10-3 a u feromagnetických kladná a dosahující hodnoty až 5·104). 2
V současné době se při terénních pracích většinou měří buď velikost totálního vektoru zemského magnetického pole, nebo také přímo susceptibilita hornin (na výchozech, ve vrtech). V prvním jmenovaném případě se pro měření používá zpravidla protonového magnetometru, jehož funkční schéma je na obr. 5.3 (Mareš, S. et al.; 1983). Osy rotace protonů vhodného média se naloženým polem cívky polarizují do směru její osy. Po vypnutí polarizačního impulsu se osa rotace protonu vrací zpět do směru totálního vektoru zemského magnetického pole, přičemž vykonává precesní pohyb, jehož frekvence je úměrná velikosti totálního vektoru.
f
P
T
Obr. 3: Princip funkce protonového magnetometru
Pozemní varianty geomagnetických metod jsou velmi operativní (levné) a velmi účinné při litologickém mapování (zejména vyvřelých a metamorfovaných hornin) a také při lokalizaci pohřbených kovových předmětů, jako jsou např. stará munice, kovové barely s různým obsahem, kovová potrubí a pod. Proto lze s jejich pomocí často rychle vymezit rozsah deponií komunálního odpadu. Úspěšné aplikace jsou také známy z archeologického průzkumu a mapování svahových pohybů v sesuvných územích. Regionální mapování je realizováno leteckými průzkumy.
Radiometrické metody Patří sem rozsáhlý soubor vrtních, pozemních, leteckých i laboratorních metod, využívajících jednak přímé indikace přirozené radioaktivity, jednak interakce jaderného záření umělých zářičů s horninami. Přirozená radioaktivita hornin, vody a vzduchu je dána obsahem přirozených radionuklidů v těchto prostředích. Vnitřní nestabilita jader těchto prvků způsobuje samovolné přeměny, které jsou doprovázeny emisemi jaderného záření (α částic - protonů a neutronů, β částic elektronů a γ - záření elektromagnetické povahy). Tyto charakteristické projevy lze přímo indikovat (měřit). Proud částic α je v obklopujícím prostředí rychle absorbován (lze ho odstínit listem papíru), ale má největší schopnost ionizace, zatímco záření γ se vyznačuje velkou průchodností horninovým prostředím a relativně malou ionizační schopností. Z hledisek hygienických je tedy nejvíce nebezpečné α záření. Hlavními reprezentanty radionuklidů v horninách jsou 238U (uran), 232Th (thorium) a 40K (radioaktivní draslík). Produkty rozpadu prvních dvou jsou opět nestabilními a vytvářejí tzv. rozpadové řady, rozpad 40K generuje již dále stabilní produkty. Mezi metody, které jsou založeny na měření přirozené radioaktivity hornin, patří metody stanovení úhrnné aktivity α, β nebo γ a zejména α, β nebo γ spektrometrie, která díky
3
registraci emitovaných energetických spekter umožní kvantifikovat obsahy všech zmíněných radionuklidů v horninách. Metody indikující α záření slouží ke zjišťování obsahů radia (Ra) a radonu (Rn), které jsou dceřinnými produkty rozpadu 238U a 232Th. Radon je radioaktivní plyn (emanace), který představuje hlavní radioaktivní zátěž lidského organizmu (mimo katastrofická rizika) a proto je jeho koncentrace v ovzduší uvnitř stavebních objektů limitována hygienickými předpisy. Jednak je ověřován obsah matečných radionuklidů v surovinách pro stavební materiály (pomocí spektrometrie β a γ) a dále je ve vyjmenovaných případech zjišťován obsah Rn ve vnitřním ovzduší staveb (zejména staveb pro bydlení). Do vnitřních prostor staveb difunduje radon většinou hlavně z geologického prostředí jejich podzákladí. Přímé měření koncentrace emanací ve vzduchu (i v půdním vzduchu) se nazývá emanometrie. Lze ji úspěšně využít také spolu s metodami atmogeochemickými pro lokalizaci poruch těsnících bariér při skládkování odpadů, lokalizaci geologických poruch (dislokací) atd. Metody indikující β a γ záření jsou nasazovány zhusta při geologickém mapování pro rozlišení horninových typů, indikací poruch a pod. Metody využívající interakce jaderných záření s okolním horninovým prostředím jsou rozšířeny zejména ve variantách pro měření ve vrtech (viz metody karotážní). Umožňují přímé stanovení objemové vlhkosti hornin (neutron-neutron metoda), jejich hustot, pórovitosti a obsahu jílových minerálů (gama a gama-gama metody v hustotní modifikaci), obsahu těžkých prvků (rentgenfluorescenční metody, metody jaderné rezonance, neutronneutron metoda) a tak podobně "in situ".
Atmogeochemické metody Pomocí těchto metod lze lokalizovat přirozené i antropogenní zdroje, projevující se plynnými aureolami v půdním i atmosférickém vzduchu. Hloubkový dosah detekce je velmi proměnlivý (může být i značný) a zcela závislý (stejně jako úspěšnost aplikace metody) na možnostech analytických metod zájmový chemizmus identifikovat a jeho koncentraci kvantifikovat. Původní metodiky, orientované na vyhledávání dislokací, ložisek některých kovových rud, ropy a zemního plynu, jsou v současné době rozšířeny o možnosti detekce anorganických kovových (Zn, Pb, Fe, Cu, U, Ag, As, Sn, Ca, Mg, K, Hg), anorganických nekovových (F, Cl, Br, CO2) i organických látek (lehké uhlovodíky). Tyto metody se velmi často uplatní při mapování rozsahu starých antropogenních uloženin a také při kontrole účinnosti jejich sanací.
Geotermometrické metody Některé anomálie chemizmu, anomálie litologické stavby připovrchových vrstev horninového prostředí nebo např. endogenní procesy, se zřetelně projevují anomáliemi povrchového teplotního pole, resp. jeho vertikálním teplotním gradientem. Příkladem mohou být povrchová kontaminace těkavou látkou (která se manifestuje anomálií snížených teplot způsobenou odnímáním tepla prostředí při procesu odpařování kontaminantu), různá tepelná vodivost různých hornin nebo vývěry termálních vod. Popisované metody lze rozdělit do skupin podle techniky na měření kontaktní a bezkontaktní. Kontaktní měření teplot se realizuje zavedením termistorového čidla do zkoumaného prostředí. Našly široké uplatnění zejména ve vrtních variantách geotermometrických metod (logging), jako je např. popis dynamiky vody ve vrtu (detekce propustných poloh na základě indikace přítoku nebo výronu podzemní vody) nebo kontrola kvality a stupně zrání zapažnicové cementace vrtu (sledováním hydratačních teplot) a pod. Kontaktních měření lze
4
také využít k indikacím smykových ploch sesuvů (jak na povrchu, tak ve vrtech), pramenišť podzemní vody, lokalizaci podzemních dutin atd. Identifikace zdroje teplotních projevů v blízkosti zemského povrchu je však obvykle komplikována interakcí jeho pole s teplotním polem atmosféry, které je časově i místně velmi proměnlivé. Časové variace jsou vázány na okamžité podmínky v oslunění (přísun tepelné energie), tlak a vlhkost vzduchu (denní doba a roční období), místní variace více než geologické poměry ovlivní poměry biosférické (typ a hustota vegetačního krytu, mocnost a vlhkost humusové vrstvy a pod.). Popsané variace mají nejčastěji větší amplitudu než anomálie studovaného teplotního pole a zájmové teplotní projevy zastírají. Proto je nezbytné časové změny simultánním měřením na bodech se standardními podmínkami monitorovat a před zpracováním naměřených dat jejich vliv eliminovat; místní nežádoucí teplotní projevy lze potlačit měřením v mělkých jamkách nebo vrtech. Metodiky bezkontaktního měření teplot prodělávají v současné době bouřlivý rozvoj díky novým možnostem, podmíněným rychlým technickým rozvojem. Jde o snímkování v oblasti infračervené části spektra elektromagnetického záření (vlnových délek cca 10-2 až 10-4 cm). Teoretickým podkladem je závislost energie vysílaného záření na jeho vlnové délce a teplotě tělesa (Stefan-Boltzman, Planck). Mezi těmito metodikami nalezneme použitelné aplikace jak pro různá pozemní a vrtní měření, tak pro letecké a zejména družicové snímkování, které pak náleží k metodám dálkového průzkumu Země (Remote Sensing).
Geoelektrické metody Nejrozsáhlejší skupiny geofyzikálních průzkumných metod tvoří ty metody, které jsou postaveny na teoretických základech chování elektrických polí v různých prostředích. Potenciálové metody
Potenciálové metody využívají výsledků měření elektrických potenciálů, vznikajících buď spontánně vlivem filtračních (membránových), difúzních nebo elektrochemických procesů ve dvoufázových a třífázových prostředích, nebo jsou tyto procesy umělými elektrickými poli z průzkumných důvodů ve studovaném prostředí vyvolány. K prvním jmenovaným patří metoda spontánní polarizace (SP), ke druhým pak metody nabitého tělesa (NT), metoda ponořené elektrody, metoda ekvipotenciálních linií (obr. 5.5) a metoda vyzvané polarizace ∆USP [mV]
25 20
S P
15 10 5
2
0
x
2 h [m]
4 6 8
M R S
10 12 14 16
(VP). Obr. 4: Indikace tvaru depresního kužele při čerpání z vrtu metodou spontánní polarizace (SP) a mělkou refrakční seismikou (MRS) - podle Mareš, S. et al. (1983).
5
+ ∆V, V
+ V
∆V
N∞
a)
∆V
V
V
M
M
B∞
B∞
A
N
V
A
M
b)
N
A
~
A
B
c) M V
N
Obr. 5: Princip metody nabitého tělesa (a), metody ponořené elektrody (b) a metody ekvipotenciálních linií (c) - podle Mareš, S. et al. (1983). A, B je označení pro elektrody proudové (napájecí), M a N jsou elektrody potenční (měřící), V je el. potenciál a ∆V rozdíl potenciálů v bodech M, N.
Tyto metody mají velký význam, neboť lze s jejich pomocí v mnoha případech řešit například mapování vlhkosti v zájmovém prostředí (obr. 5.4), včetně jejích prostorových a časových změn, detekovat (obr. 5.6) směr a rychlost proudění podzemní vody a někdy i přímo monitorovat postup šíření kontaminantů, pokud tyto ovlivňují elektrochemické parametry média. Ke zvýraznění detekovatelnosti lze v odůvodněných případech využít značkovacích látek (např. kuchyňskou sůl) podobně jako u metod radiometrických a elektrických odporových. Odporové metody stejnosměrné
Stejnosměrné odporové metody patří mezi nejspolehlivější průzkumné metody mělké geologické stavby a jsou také zpravidla základní skupinou geofyzikálních metod, aplikovaných při inženýrsko-geologických průzkumech. Využívají diferencí v charakteristických hodnotách měrného odporu různých typů hornin. Tyto hodnoty určují ve stejnosměrném elektrickém poli.
6
b)
a)
20
40
USP (mV)
USP (mV)
60
20 0 10
20
30
X (m )
-20
vápence
0
-20 -40
eluvium
sm ěr pohybu vody
0
-60
vodní nádrž
poruchová zóna 0
vápence
10 20 30
směr pohybu vody v poruchové zóně
30
Obr. 6: Detekce výronu (a) a místa infiltrace podzemní vody (b) pod pokryvnými útvary pomocí metody spontánní polarizace - podle Stenzela et al. O D P O R [ > ·m ] 10
1
10
2
10
3
10
4
10
5
10
6
J íly a s lí n y H lí n a O r n ic e J ílo v it é z e m in y P í s č it é z e m in y K y p r é p ís k y Ř íč n í ště rk o p ís k y L e d o v c o v ý till K říd a V ápence P ís k o vc e Č e d ič e M a g m a t ic k é a m e t a m o r fo v a n é h o r n in y T y p ic k ý s k lá d k o v ý v ý lu h
Obr. 7: Charakteristický rozsah hodnot měrných odporů různých hornin.
Měrný odpor hornin je dán elektrickými odpory jejich primárních i sekundárních horninotvorných minerálů; u hornin pórovitých výsledný odpor výrazně ovlivňuje také měrný odpor pórové vody, je-li jí hornina nasycena. Měrný odpor také zpravidla výrazně klesá se vzrůstajícím stupněm zvětrání horniny, protože exogenní produkty, na které se primární minerály (s vysokou rezistivitou) při zvětrávání přeměňují, se zpravidla manifestují řádově nižšími hodnotami elektrických odporů (i když také tento projev je vázán na nasycení vodou). Popsané skutečnosti jsou dobře patrné z přehledu charakteristických hodnot měrných odporů různých hornin na obr. 5.7.
7
Schéma uspořádání
Profilování
mA mV
Wennerovo
B
N
M
A
mA mV
Schlumbergerovo A
M
N
B mA
mV
Středový gradient M
N B
A
mA
K
Kombinované
C∞
mV
A
M
N
B
mA
mV
Dipólové osové
M
N
A
B
mA mV1
Leeovo
A
M
mV2
N
P
B
mA
K
C∞
mV
Kombinovaný středový gradient
M A
N B
Obr. 8: Nejčastěji užívaná uspořádání při stejnosměrném odporovém profilování - podle Mareš, S. et al. (1983).
Je přirozeným důsledkem funkčního principu stejnosměrných odporových metod, že tyto budou výrazně disponovány k detekci vodivých nehomogenit, zatímco indikace nevodičů bude často spojena s komplikacemi. Zdánlivý elektrický odpor horninového prostředí se při povrchových měřeních nejčastěji měří pomocí čtyřelektrodových uspořádání (obr. 5.8), která sestávají z proudového (napájecího)
8
obvodu a z obvodu měřícího. Prosté měření procházejícího proudu a napětí na jednom páru elektrod není použitelné proto, že do stanovených odporů vstupuje uzemňovací odpor elektrod, který se výrazně mění s každým přemístěním a novým uzemněním elektrody. Rozdíl potenciálů dvou bodových zdrojů opačné polarity ∆U (proudové elektrody A a B) v bodech umístění měřících (potenčních) elektrod M a N lze pro homogenní poloprostor vyjádřit (viz. také obr. 5.9) ∆U =
Iρ ⎛ 1 1 ⎞ Iρ ⎛ 1 1 1 1 ⎞ ⎜ − − + ⎟, ⎜ − ⎟= 2π ⎝ r1 r2 ⎠ 2π ⎝ AM BM AN BN ⎠
kde I je hodnota proudu, protékajícího napájecím obvodem (AB) a ρ je zdánlivý měrný odpor prostředí. Z tohoto vyplývá, že tento odpor je přímo úměrný ∆U a nepřímo úměrný velikosti I, přičemž geometrii uspořádání elektrod popisuje koeficient k:
ρ=
2π
∆U ∆U =k 1 1 1 ⎞ I I ⎛ 1 ⎜ ⎟ − − + ⎝ AM BM AN BN ⎠ I V
A
B M N
proudové linie
ekvipotenciální linie
Obr. 9: Pole gradientového čtyřelektrodového odporového uspořádání.
Plošné úlohy jsou řešeny elektrickým odporovým profilováním, odporové poměry ve vertikálním řezu lze získat pomocí odporového sondování. S rostoucí vzdáleností proudových elektrod roste hloubkový dosah uspořádání, který se podle odporových poměrů pohybuje nejčastěji v rozmezí (0,3 – 0,5)·AB. Odporová profilování lze podle poměru vzdálenosti potenčních elektrod ku vzdálenosti proudových elektrod (MN/AB) rozdělit na profilování potenciálová (~0,3) a gradientová (<<0,2), přičemž rozlišení nehomogenit v rozsahu jednoho uzemnění je nepřímo úměrné tomuto poměru. U dipólových uspořádání je v tomto smyslu rozhodující poměr vzdáleností potenčních elektrod ku vzdálenosti středů obou dipólů. Také některá tříelektrodová uspořádání (druhá proudová nebo potenční elektroda v “nekonečnu”) jsou díky vysoké rozlišovací schopnosti zejména při mapování tenkých liniových vodičů (dislokace a poruchové linie) nezastupitelná. Jde především o kombinované odporové profilování (KOP). Vertikální odporové sondování (VES) využívá závislosti změn zdánlivého měrného odporu na vzrůstajícím rozestupu proudových elektrod a tedy na hloubkovém dosahu uspořádání. Vynesením závislosti naměřených odporů na poloviční vzdálenosti AB dostaneme tzv. 9
sondážní křivku (obr. 5.10), která je po srovnání s teoretickým řešením potenciálu nad zvrstveným prostředím interpretovatelná jako závislost zdánlivého měrného odporu na hloubce pod středem uspořádání (při horizontálním zvrstvení). Z těchto měření se zpracovávají vertikální izoohmické řezy (kvalitativní interpretace) a hloubkové řezy geoelektrické (kvantitativní interpretace), ve kterých jsou litologické poměry popsány z hlediska jejich odporových vlastností (obr. 5.11).
10 1
ρz [Ωm]
2
10
písčité hlíny
ρ1
ρ2 jílovce
10
krystalinikum
ρ3
100
[AB/2] h Obr. 10: Příklad sondážní křivky VES, získané ve třívrstevném prostředí.
Spojení výhody odporového profilování (při malém kroku měření téměř spojitá informace podél průzkumného profilu) a výhody hloubkové informace odporového sondování představuje metoda mnohožilného kabelu (označovaná často jako “microprocessor-controlled resistivity traversing” – MRT nebo méně vhodně “electric resistivity tomography” – ERT). Pracuje se systémem 50 až více stovek elektrod rozdělených do sekcí a rozmístěných v konstantních vzdálenostech podél průzkumného profilu. Každá sekce je připojena k řídícímu počítači přes speciální ovládací modul, který umožní kteroukoliv z elektrod použít jak v napájecím, tak měřícím obvodu. Takto lze při jediném rozložení elektrod měřit v mnoha (naprogramovaných) uspořádáních a hlavně data společně (interaktivně) vyhodnotit. Sběr dat a jejich vyhodnocení včetně zpracování do hloubkových řezů zdánlivých měrných odporů zajišťuje řídící program. Tato vysoce náročná metodika umožňuje získat velmi podrobné informace o elektrických parametrech hornin a jejich změnách v horizontálním i vertikálním směru (obr. 5.12).
10
Obr. 11: Geoelektrický a izoohmický vertikální řez, získaný z měření VES - podle Mareš, S. et al. (1983). Odporové metody střídavé
Z důvodů eliminace rušivých nízkofrekvenčních elektrických polí (bludné proudy, telurické proudy) jsou některé výše uvedené metodiky zpracovány a praktikovány v modifikacích pro aplikace střídavých elektrických polí (o frekvencích 400 – 1000 Hz). Uplatnění a výsledky zpracování naměřených hodnot jsou obdobné jako u metod stejnosměrných. u s p o řá d á n í 3
C
1
P
3 a
1
3 a
P
2
3 a
C
2
u s p o řá d á n í 2
C
1
2 a
P
1
2 a
P
2
2 a
C
m ě řič o d p o r u s o v lá d a c ím m o d u le m
2
p o č íta č
u s p o řá d á n í 1 C
1
a
P
1
a
P
2
a
C
2 5
e le k tr o d
2
n = 1 n = 2 n = 3 n = 4 n = 5
hloubka [m]
20
10
15
50
[m ]
s k lá d k a
40 30 š íře n í k o n t a m in a c e
s m ě r p ro u d ě n í podzem ní vody
20 15
60
50 20 30 40 z d á n liv ý m ě r n ý o d p o r [ Ω m ]
Obr. 12: Systém měření MRT a příklad detekce šíření kontaminantu do podloží skládky (podle propagačních materiálů CAMPUS Geophysical Instruments).
11
Metody elektromagnetické
Tyto metody využívají jednak principu elektromagnetické indukce (např. metody VDV, DEMP, přímá detekce kovových předmětů), jednak vycházejí z teorie šíření elektromagnetických vln v různých prostředích (georadar - GPR, metoda radiovlnného prozařování – RVP apod.). Hloubkový dosah těchto metod je výrazně ovlivňován vodivostí hornin (nepřímá úměra) a horizontální vzdáleností budící a měřící cívky nebo rozměry budící smyčky (přímá úměra). Pohybuje se nejčastěji v metrech až prvních desítkách metrů. Základní vztahy parametrů elektromagnetického pole popisuje soustava Maxwellových rovnic. Elektromagnetické pole v horninovém prostředí je do značné míry závislé na fyzikálních vlastnostech hornin, z nichž jsou rozhodující vodivost a relativní permitivita (dielektrická konstanta). Tyto parametry však nejsou konstantními veličinami, ale mění svou hodnotu s frekvencí naloženého pole. Výraznost projevu nehomogenit (anomálie) je také závislá na orientaci (polarizaci) primárního pole. Proto tyto metody nemohou v některých případech dosáhnout spolehlivosti stejnosměrných metod. Jejich hlavní výhodou je bezkontaktní měření a tedy značná rychlost a nenáročnost obsluhy. Průzkumná elektromagnetická pole jsou v geofyzikální praxi zpravidla generována uměle pomocí různých dipólů (uzemněných i neuzemněných), cívek, rámečků a smyček (rozměru decimetrů až stovek metrů). Při některých metodách se však využívají i pole přirozená. V metodě velmi dlouhých vln (VDV, VLF) jsou detekovány místní deformace elektromagnetických polí komunikačních a navigačních vysílačů, které pracují v pásmu velmi dlouhých vln (10 – 30 kHz). Takové deformace se projeví mj. nad vodivými liniemi mělkého horninového prostředí (např. dislokacemi). Je to operativní, levná a často (hlavně v hydrogeologii) užívaná metoda. Metody dipólového elektromagnetického profilování (DEMP) jsou nejčastěji realizovány pomocí dvou cívek (dipólů) různých průměrů, orientace a vzájemné vzdálenosti. Budící (vysílací) i měřící dipól se zpravidla pohybují po měřícím profilu společně s konstantní vzdáleností, přičemž se většinou měří jen magnetická složka průzkumného pole. V některých případech jsou obě cívky umístěny ve společném tubusu a aparatura může být obsluhována jedním operátorem. Se zkracující se vzdáleností mezi vysílací a měřící cívkou však značně klesá hloubkový dosah. Měřícím výstupem je některý parametr pole, který vede k určení vodivosti obklopujícího prostředí (u aparatur starších), nebo jsou to přímo hodnoty zdánlivých měrných vodivostí (u zařízení moderních). Používají se stejně jako odporová měření pro lokalizaci dvourozměrných vodivých těles a obecně k mapování odporových nehomogenit. Jsou to v současnosti nejrozšířenější metody geoelektriky. Zemní radar (ground penetrating radar – GPR) reprezentuje elektromagnetické reflexní metody. Vysokofrekvenční elektromagnetický signál (8 – 4000 MHz) je emitován zdrojem (vysílacím dipólem) do vyšetřovaného prostředí (obr. 5.13). Plochy, ohraničující nehomogenity s odlišnou relativní permitivitou (závislou do značné míry na vlhkosti) a elektrickou vodivostí (přímo úměrnou obsahu jílových minerálů a solí ve vodou nasycené hornině), se projeví jako odrážející rozhraní pro primární signál a část emitované energie je reflektována zpět k povrchu, kde je čas příchodu odražených vln detekován měřícím dipólem (přijímač). Časový řez (obr. 5.14), který je prvním z výsledků měření, je soustavou vertikálně orientovaných časových záznamů na přijímacím dipólu. Na vodorovné ose je poloha aparatury podél měřeného profilu pro každý pořízený časový snímek, vertikální osa je osa časová. Při znalosti rychlosti šíření elektromagnetického impulsu v konkrétním prostředí je tento časový řez snadno převoditelný na řez hloubkový. Pro exaktní určení potřebné rychlosti jsou zpracovány metodiky měření. Hloubkový dosah metody (desítky cm až první desítky m) je značně proměnlivý s použitou frekvencí průzkumného pole, s vodivostí hornin zkoumaného prostředí (způsobenou nejčastěji
12
mineralizací vody, kterou jsou nasyceny, nebo přítomností jílových minerálů) a s technickými parametry měřící aparatury (obr. 5.15). Rozlišovací schopnost metody GPR je přímo úměrná průzkumné frekvenci (projeví se jen nehomogenity, jejichž rozměr je větší než délka průzkumné vlny). Ve vodivém prostředí je elektromagnetický impuls silně absorbován (tím více, čím vyšší je frekvence primárního pole), takže po případném odrazu od rozhraní nedosáhne povrchu s měřitelnou amplitudou. Posledně jmenovaný jev představuje spolu s relativně složitým vlnovým obrazem, který v běžných geologických podmínkách vzniká superpozicí reflexů od nehomogenit, disperze způsobená anizotropií prostředí a skupinový (grupový) charakter šíření elektromagnetických vln vymezuje použitelnost metody na nepříliš komplikované geologické prostředí s horninami projevujícími se převážně vysokým měrným odporem (suché písky a štěrky, písčité hlíny, led, slabě mineralizovaná voda apod.).
z e m a n o m
in a
á lie
s k á la 0
Obr. 13: Funkční schéma metody GPR (zemní radar). Zpracováno podle Davis, J.L. - Annan, A.P. (1989).
Obr. 14: Časový (hloubkový) radarový řez, mapující mocnost kvartérního písčitého pokryvu (hlavní rozhraní v dolní části obrázku) a prostorové rozmístění jílovitých vložek uvnitř pokryvu - převzato z Davis, J.L. - Annan, A.P. (1989).
13
Obr. 15: Časový (hloubkový) radarový řez, indikující rozsah kontaminace horninového prostředí podle zvýšené vodivosti pórové vody - převzato z Davis, J.L. - Annan, A.P. (1989).
Metoda GPR má také svou vrtní variantu pro elektromagnetické reflexní profilování podél stvolu vrtu. Některých aparatur pro tato měření lze využít i při tzv. mezivrtních (tomografických) variantách GPR, jejichž principem je postupná a koordinovaná změna polohy vysílací a příjmové antény ve dvou vrtech (jak ilustruje obrázek obr. 5.16).
R
G ij
T
v rt 1
v rt 2
R = p řijím a č T = v y s íla č
Obr. 16: Tomografická mezivrtní metodika GPR a získaný obraz propustnosti podle prostorových změn vodivosti prostředí mezi dvěma vrty (po aplikaci slaného roztoku do vrtu mimo demonstrovaný vertikální řez. Zpracováno podle Olsson, O. et al. (1992).
14
Seismické metody Metody seismické jsou založeny na rozdílných rychlostech šíření a absorpci pružných vln v různých horninách. Rychlost šíření podélné (kontrakčně dilatační) vlny υp prostředím o Youngově modulu pružnosti E, hustotě (měrné hmotnosti) ρ s hodnotou Poissonova čísla ν je popsána známým vztahem
E (1 −ν ) ρ (1 + ν )(1 − 2ν )
υp =
a rychlost šíření příčné (smykové) vlny υs v tomtéž prostředí
υs =
E . 2 ρ (1 + ν )
Absorpce pružných vln v prostředí (pokles amplitudy kmitání s rostoucí vzdáleností od zdroje kmitů) se obecně řídí vztahem
ar = a0e −α r , kde ar je amplituda kmitání ve vzdálenosti r od jeho zdroje, a0 je amplituda počáteční a α koeficient absorpce. Dále pak platí, že
α=
ϑ πf = λ Qυ
pro
Q=
π ϑ
a pro
υ = fλ,
kde ϑ označuje logaritmický dekrement útlumu (poklesu amplitudy kmitání v konkrétním bodu prostředí po odeznění kinematického účinku pružné vlny), Q je konstanta rozptylu (popisující úbytek energie vlny se vzdáleností od zdroje rozptylem do většího objemu rozpínání čela vlny) a λ, υ a f jsou délka, rychlost a frekvence pružné vlny. Z předchozího vyplývá, že rychlost a další parametry šíření seismické vlny jsou přímým indikátorem důležitých inženýrsko-geologických charakteristik, jako jsou parametry pružnosti hornin, měrná hmotnost resp. pórovitost hornin, stupeň endogenního porušení (rozpukání), stupeň exogenního porušení (zvětrání), ev. stupeň nasycení vodou nebo i napětí v horninovém masivu. Proto má patřit mezi základní metody geotechnického hodnocení konkrétního problému. Jak je patrno, hodnoty rychlosti šíření pružných vln v jednotlivých horninách geotechnického řezu ovlivňuje mnoho činitelů, takže se mění podle jejich fyzikální povahy, aktuálního stavu a techniky měření v širokých mezích. Na zdravých (nenavětralých) magmatických a metamorfovaných horninách se středním stupněm rozpukání lze různými technikami (zejména v závislosti na vzdálenosti mezi zdrojem průzkumných vlnění a registračním geofonem) naměřit nejčastěji rychlosti v rozmezí 2000 - 7000 m/s. Se stupněm navětrání se rychlost pružných vln v horninách snižuje a u eluvií se zpravidla pohybuje mezi hodnotou rychlosti šíření ve vzduchu (320 m/s) a spodní hranicí šíření ve skalních horninách (900 m/s); nejčastěji se tyto hodnoty pohybují v intervalu 400 - 700 m/s podle litologické povahy, zrnitosti a ulehlosti eluvia. Má li hornina průlinovou propustnost a je také současně nasycena podzemní vodou, pak se reálná rychlost šíření pružných vlnění blíží k hodnotě šíření ve vodě (1440 m/s). K průzkumným účelům se využívá zejména podélných vln, ale také vln příčných a vln, šířících se podél fyzikálních rozhraní (včetně zemského povrchu - vln povrchových). Studia
15
čas příchodu vlny ti do bodu xi
šíření příčných vln se užívá při průzkumech úrovně hladiny podzemní vody (smyková vlnění se v kapalinách nešíří). K vyvolání pružných vlnění v prostředí je při hlubinném průzkumu používáno explodujících náloží průmyslových trhavin (ve vrtech) nebo hydraulických automobilních vibrátorů, při mělké seismice pak nejčastěji úderů palice do vhodné podložky, zřídka pádu závaží. Pro aplikace ve vrtech byla vyvinuta různá jiskřiště (elektrický výboj) a další budiče na elektromagnetickém, magnetostrikčním a piezoelektrickém principu. Frekvence pružných vlnění, generovaných při seismických průzkumech, jsou v rozmezí cca 10 - 10000 Hz (čím mělčí a detailnější průzkum, tím je potřebnější vyšší frekvence). Nejpoužívanějším převodníkem mechanického kmitání na elektrický signál v bodu registrace příchodu vlny je elektrodynamický (rychlostní) snímač - geofon; pro přímou registraci zrychlení se užívá snímačů piezoelektrických. Moderní seismické záznamové aparatury pracují na principu mnohakanálového digitálního paměťového osciloskopu; naměřená data v digitální formě jsou nejvhodnějším výchozím podkladem pro mnohdy značně složité postupy zpracování. Při průzkumných pracích měří se buď čas příchodu vlny do bodů průzkumného pole (průběhové časy), nebo se určují parametry absorpce a rozptylu seismické energie (amplitudy a frekvence). V současnosti se však stále více uplatňují metody, využívající registrace (záznamu) a komplexního zpracování všech zmíněných veličin (3D seismika, seismická tomografie). Závislost času příchodu seismické vlny do bodu průzkumného profilu (nebo pole) na jeho vzdálenosti od zdroje vlnění se nazývá hodochronou vlny. Hodochrona je výchozím materiálem pro interpretace (kvalifikovaný výklad fyzikálních příčin) naměřených hodnot u většiny aplikací seismických metod.
HL HO
HP x p ro fil m ě ře n í v1 ro z h ra n í v2 Obr. 17: Hodochrony základních tří průzkumných typů vln (Hp-vlny přímé, Ho-vlny odražené a Hl-vlny lomené).
16
Je li zkoumané prostředí tvořeno homogenními vrstvami (s rychlostmi šíření vln υ1,υ2 ... υn) a rovinnými rozhraními, pak je (jak je patrno z obrázku) profilovou hodochronou vlny přímé a lomené přímka. Převrácenou hodnotou její směrnice je zdánlivá rychlost vlny. Za stejných (shora popsaných) podmínek je profilovou hodochronou vlny odražené hyperbola (obr. 5.17). Mezi metody studující rychlosti (méně často amplitudy a frekvence) šíření procházejících (objemových) vln patří seismický reflexní průzkum, seismické prosvěcování resp. seismická tomografie. Mezi metody založené na studiu rychlosti vln, jejichž šíření je vázáno na rychlostní rozhraní, patří hlavně seismický refrakční průzkum. Metody reflexní seismiky jsou založeny na registraci časů příchodu vln, odražených od rychlostních rozhraní. Z bodu výbuchu se vlna šíří v horninovém prostředí (poloprostoru) všemi směry a v případě homogenního a izotropního prostředí první (nadložní) vrstvy dostihne rozhraní s vrstvou podložní nejdříve po normále k tomuto rozhraní. Část energie (podle hodnoty koeficientu odrazu, závislého na vlnových odporech ρ1υ1 první vrstvy a ρ2υ2 vrstvy druhé) bude orientována zpět a naměřený čas příchodu k povrchu bude reprezentovat dvojí průchod horní vrstvou. Při znalosti rychlosti šíření vlny υ1 touto vrstvou snadno určíme hloubku odrážejícího rozhraní. Potřebnou rychlost lze zjistit provedením měření v bodech o různých (známých) vzdálenostech od bodu výbuchu. Při známé hloubce rozhraní (vrt) může být i rychlost šíření vlny předmětem stanovení (jak je to známo např. z ultrazvukové defektoskopie).
Obr. 18: Reflexní časový řez (převzato z materiálů Companie Générale de Géophysique).
Hlavní těžiště aplikací metod reflexní seismiky je ropná prospekce (viz. reflexní časový řez na obr. 5.18), díky níž doznaly velkého rozvoje. V poslední době se začínají tyto metody častěji uplatňovat i v mělkém průzkumu (inženýrsko-geologickém). Jejich schopnost rozlišit rozhraní, vymezující drobné nehomogenity, je ale přímo úměrná frekvenci průzkumné vlny (viz výše).
17
Metoda seismické refrakce je stále základním seismickým prostředkem geotechnických průzkumů. Průzkumným nástrojem je pružná vlna šířící se podél rozhraní prostředí, lišících se hodnotami rychlostí. Tato tzv. lomená (nebo čelná) vlna vzniká po dopadu objemové vlny na rozhraní pod kritickým úhlem ikr
sin ikr =
υ1 υ2
a každý bod takového rozhraní je pak podle Huyghensova principu zdrojem vlnění, šířícího se zpět k povrchu. Pokud jsou při terénním měření pořízeny tzv. vstřícné hodochrony (viz obr. 5.19), jsou k dispozici metody zpracování dat, jejichž výstupem je nejenom určení hodnot rychlostí υ1 (pomocí vlny přímé) a υ2, ale i tvar a hloubka rozhraní podél průzkumného profilu. t
S2
0
T
H‘
H‘
0‘
S1 i
R
i i
i
B D A
Obr. 19: Vstřícné hodochrony v metodě refrakční. Body O, O’ jsou body výbuchu, S 1 , S 2 jsou body na průzkumném profilu a t 1 , t 2 jsou časy příchodu lomené vlny do těchto bodů.
Metoda refrakční nachází své nejčetnější uplatnění právě v mělkém (zejména inženýrskogeologickém) průzkumu, kde je těžko nahraditelná jinými metodami aplikované geofyziky. Lze ji úspěšně realizovat nejen v profilové, ale i plošné variantě. Metody seismického prosvěcování a seismické tomografie využívají prostorového obrazu, který lze získat s cílem prostorové lokalizace nehomogenit a odhadu jejich fyzikální povahy pomocí systému různých vzájemných poloh budiče kmitů a snímače při měření. Nejspolehlivějších výsledků se dosáhne v kombinaci s tomografií odporovou. V praxi jde nejčastěji o prosvěcování horninového prostředí mezi průzkumnými vrty, štolami, šachticemi i jinými podzemními díly resp. povrchem, prosvěcování nepřístupných podzemních i nadzemních prostor v historických stavbách a pod. Mikroseismické metody jsou realizovány uspořádáními s malou a zpravidla konstantní vzdáleností mezi zdrojem kmitání a snímačem. Poskytují detailní popis stupně zvětrání a rozpukání, který umožňuje např. spojité interpolace hodnot modulů přetvárnosti na základových spárách (které byly stanoveny statickými zatěžovacími zkouškami), posuzování stability výrubů pro podzemní stavby atp.
18
Mezi seismické metody patří také amplitudová měření rychlosti kmitání a zrychlení, jejichž zdrojem je přirozená seismicita (zemětřesení) i technická seismicita (např. trhací práce při rozpojování hornin) a které jsou měřítkem seismických zatížení těmto vlivům exponovaných staveb. Mikroseismy, které se z endogenních ale i antropogenních příčin šíří horninovým masivem, studují metody akustické emise. Zřetelné akustické projevy často doprovázejí mechanické namáhání (a deformace) pevných látek. Tyto metody lze využít např. při lokalizaci smykových ploch sesuvů, při hodnocení tvarové stability podzemních děl a k indikacím napěťových poměrů v horninovém prostředí.
Měření ve vrtech (karotážní metody) Kromě gravimetrických a atmogeochemických metod má většina v tomto textu uvedených metod své vrtní varianty. Slouží také ke stejným účelům jako metody povrchové ale poskytují informace o vývoji zájmových parametrů ve vertikálním směru. V neposlední řadě poskytují velmi cenné údaje o vývoji sledovaného fyzikálního parametru s hloubkou pro korektní interpretace povrchových měření. - SP +
Rag
KM
GG K-H
NNK
vápence
puklinový kolektor
Obr. 20: Indikace puklinového kolektoru ve vrtu karotážními metodami - podle Mareš, S. et al. (1983).
19
-1
hloubka [m]
Rap 0,7 [Ωm]
jílovce
-1
GK [s ]
-1
GK [s ]
50 mV I
III II
IV
V
SP
absorbující propustná vrstva
jílovce
pískovce
jílovce
pískovce
vápence
Rap
GK [s ]
Obr. 21: Stanovení absorbující propustné polohy s využitím otevřených radioaktivních zářičů (podle O.A.Barsukova). Záznamy GK ukazují následující průzkumné fáze: Ipočáteční stav, II-stav po zatlačení aktivované kapaliny (ORZ) do vrtu, III-stav po 10 dnech, IV-kontrolní záznam po 9 měsících, V-po opětovné aplikaci ORZ.
Některé metodiky vrtních variant byly používány dříve než varianty povrchové a jsou proto technicky dokonaleji propracovány; jsou i metody prováděné jen ve vrtech. Sonda s indikačním zařízením (případně i se zdroji průzkumných polí) je na kabelu spouštěna do vrtu pomocí vrátku s registrací hloubky zapuštění. Měřící a registrační aparatura je umístěna nejčastěji v upraveném terénním automobilu. Během měření lze většinou získat spojitý průběh hodnot indikovaného parametru podél stvolu vrtu (vertikální profil). Při interpretaci naměřených hodnot je třeba uvažovat vliv kapaliny, která vrt vyplňuje (voda, výplach). Magnetometrické metody mezi metodami vrtními zastupuje karotáž magnetické susceptibility (KMS), rozčleňující vertikální profil hornin podle přirozeného obsahu feromagnetických minerálů. Z elektrických metod karotážních se pravidelně uplatňuje metoda vlastních potenciálů (SP) při indikaci difúzních, filtračních a oxidačně redukčních procesů, probíhajících v okolí vrtu, proudová karotáž (KK) na vymezení poloh s velkou vodivostí (zajílované poruchy a obecně silně jílovité polohy), různé typy odporové karotáže (Ra) s potenciálovými i gradientovými sondami, z elektromagnetických metod pak indukční (IL) a dielektrická karotáž (DK) k vertikálnímu profilování vodivosti (resp. měrného odporu) a relativní permitivity hornin a pod.
20
-1
kf [m d ]
-1
Q‘i [l s ] [°C]
-1
va [m d ] TM
RM2 [Ωm] [cm]
RM1 [Ωm] KM
-1
[µRh ]
přítokový interval
Rap [Ωm] Rag [Ωm] GK
Obr. 22: Stanovení součinitele filtrace a filtrační rychlosti ve vrtu pomocí karotážních metod. Zkratky viz text. (podle Mareš, S. et al. (1983)).
Z metod seismické karotáže je nejčastěji aplikovanou akustická karotáž (AK), která shromažďuje údaje o rychlosti šíření pružných vln horninami ve vertikálním řezu. Z metod jaderné karotáže je potřeba uvést zejména gama karotáž (GK) a karotážní gama spektrometrii (SGK) pro stanovení přirozené radioaktivity hornin (viz metody pozemní), hustotní gama-gama karotáž (GGK-H), mapující obklopující horniny podle jejich objemové hustoty, rentgenfluorescenční karotáž (RFK), neutron-neutron karotáž (NNK) určující neutronovou pórovitost a metodu otevřených radioaktivních zářičů (ORZ), která využívá radioaktivního značkování podzemní vody s cílem monitorovat její prostorový pohyb s časem. Komplex karotážních metod doplňují další metody, poskytující údaje např. o sklonu a směru vrstev a diskontinuit (stratametrie SM), o kapalině vyplňující vrt (rezistivimetrie RM, fotometrie FM, hustoměry) a jejím pohybu (vrtné průtokoměry, termometrie TM), a metody zajišťující servis vrtných prací, jako je např. kavernometrie (KM) - měření průměru vrtu a inklinometrie (IM) - měření odchylek stvolu vrtu od vertikály. Příklady aplikací karotážních metod ilustrují ukázky indikace puklinového kolektoru ve vrtu na obr. 5.20, vymezení absorbující propustné polohy s využitím otevřených radioaktivních zářičů na obr. 5.21, a určení součinitele filtrace a filtrační rychlosti pomocí karotážních metod na obr. 5.22.
21
