HIDROTEHNIKE GRAEVINE

1. poglavlje: Podzemni istraivaki radovi 1. Fizikalne karakteristike i principi

1.1 Totalna i apsolutna poroznost 1.2 Darcy-ev eksperiment

2. Geofizika istraivanja 2.1 Seizmika istraivanja 2.2 Geoelektrina ispitivanja 2.3 Snimanja u buotinama

3. Geoloka istraivanja 3.1 Aluvij 3.2 Taloenje vjetrom 3.3 Taloenje ledom 3.4 Sedimentne stijene

4. Geostatistika analiza

2. poglavlje: Objekti u podzemlju: zdenci, galerije kolektori

1. Vodonosni i vodonepropusni slojevi 2. Projektiranje i izgradnja zdenaca i kolektora 3.Testiranje zdenaca 4.Izgradnja piezometara i metode mjerenja 5.Objekti za odlaganje otpada

3.poglavlje: Brane s prateim objektima

1.Podjela i klasifikacija 2. Projektiranje i izgradnja 3. Objekti na branama 4. Procesi u akumulacijama

4.poglavlje: Projektiranje s analizom nepouzdanosti

1. Analiza osjetljivosti 2. Analiza rizika i donoenje odluka

Nastavnik: prof.dr.sc. Roko Andrievi

Asistenti: mr.sc. Hrvoje Gotovac Veljko Srzi,dipl.ing.gra.

Poglavlje 1

PODZEMNI ISTRAIVAKI RADOVI Uvod

Potreba za pitkom vodom se poveava iz dana u dan, kao rezultat porasta

populacije na Zemlji. Posljedica toga je znaajan porast cijene vode za pie, a isto tako

raste i intenzitet traenja novih i modernijih metoda za pronalaenje voda u podzemlju.

Poloaj vode u podzemlju, koliina te njezin kemijski sastav imaju izravan utjecaj na

projektiranje i nain izvoenja ne samo podzemnih hidrotehnikih objekata, ve i

objekata na povrini zemlje.

Istraivaki radovi u podzemlju postaju osnova i temelj kvalitetnom projektiranju i

izvoenju hidrotehnikih graevina. Tradicionalne metode istraivanja podzemlja,

nekada adekvatne, konstantno se zamjenjuju novim znanstvenim tehnikama i novom

mjernom instrumentacijom. Inenjer u praksi, danas, raspolae raznim metodama i

tehnikama primijenjenim u geologiji, geofizici, geokemiji, matematikom modeliranju i

naravno, u buenju. Istraivake buotine te geofizika mjerenja raznih fizikalnih

parametara odavno su koritene u naftnoj industriji, dok je primjena u hidrotehnici bila

manje zastupljena. Taj nedostatak se esto odraavao u previsokoj cijeni objekata ili

nepouzdanoj izgradnji i projektiranju.

Geoloka i geofizika istraivanja, zajedno s inenjerskim projektiranjem i

izvoenjem graevinskih objekata, discipline su koje se meusobno isprepliu kako u

znanosti tako i u praksi. Premda postoje eksperti iz zasebnih podruja geologije,

hidrogeologije i geofizike, njihovo meusobno koordiniranje i usuglaavanje neophodno

je ako se eli postii kvalitetan rezultat. Graevinski inenjer duan je uspostaviti tu

koordinaciju i samim tim mora biti upoznat s osnovnim principima kako geologije,

hidrogeologije, tako i geofizike.

Glavni cilj ovoga poglavlja je dati pregled osnovnih metoda hidrogeologije, geofizike,

geokemije i geostatistike, koje mogu posluiti inenjeru (ili hidrogeologu) u rjeavanju

problema projektiranja i izvoenja hidrotehnikih objekata.

1

1. Fizikalne karakteristike i principi

Prije tumaenja samih karakteristika podzemlja dat je pregled nekih osnovnih

fizikalnih pojmova:

1. Energija, E, je kapacitet da se uini rad koji je produkt sile i puta na kome djeluje. Mjerna jedinica za rad je 1 Joul (J), to je ustvari sila od 1 N koja djeluje na putu od 1

m.

dFW = ( )LTML

TML

=

22

2

2. Sila, F, je produkt mase i akceleracije. Mjerna jedinica za silu je 1 Newton (N) - 1

kg s akceleracijom od 1 2sm

amF = ( )

=

22 T

LMTML

3. Teina vode, W, gravitacijska je sila zemlje koja djeluje na tijelo, i ima istu mjernu jedinicu kao i sila

gmW = ( ) 22 TML

TLM =

4. Gustoa vode:

VM

volumenmasa ==

5. Specifina teina:

VW

vrijemeduinamasa

vrijemeduina

duinamasag ==== 2223 (teina po jedininom volumenu)

Svaki dio podzemlja koji u sebi sadri vodu u mjerljivoj koliini naziva se vodonosni

sloj (akvifer). Voda moe ispunjavati sve pore u podzemlju ili samo dio pora te se po

tome definira stupanj zasienosti porozne sredine. Tijekom vremena nastajanja, stijena

u sebi formira dvije faze: fazu pora tj. otvorenog prostora, i vrstu fazu. Stijene pri

povrini zemlje u stalnom su procesu fizikalne i kemijske dekompozicije i desagregacije,

to rezultira kontinuiranim stvaranjem novih pora. Svako dodatno pomicanje stijena na

povrini zemlje moe uzrokovati pucanje i stvaranje dodatnih pukotina u stijeni.

Sedimenti su nakupine zrnastog materijala koji se taloio pod utjecajem vode, vjetra,

leda ili gravitacije. Sedimenti takoer sadre otvorene pore koje se primarno nalaze

izmeu zrnatog deponiranog materijala. Sedimentne stijene su formirane iz sedimenata

procesom diageneze, tj. procesom nastajanja kroz geoloke epohe. Vapnenake

2

stijene i dolomiti su primjeri sedimentnih stijena. Oni su formirani od kalcijevog

karbonata i kalcijmagnezijevog karbonata. Pri kori zemlje, sedimentne stijene su

napuknute i formiraju mreu pukotina stvarajui otvoreni volumen prostora raspoloiv

za kretanje vode. Otvori, pukotine i pore su od velike vanosti u hidrologiji podzemlja i

inenjerskoj praksi. Podzemna voda u odreenom stupnju zasienja ispunjava taj

prostor.

Slika 1.1 Otvori i pukotine u stijeni

1.1.Totalna ili apsolutna poroznost

Poroznost zemljanog materijala odnos je volumena otvorenog prostora (otvorenih

pora) prema totalnom volumenu promatranog uzorka. To je bezdimenzionalna veliina

najee dana u postotku

100VV

100uzorka volumen

pora Volumenn poroznost Totalna v== (1.1)

gdje je Vv volumen otvorenog prostora, V totalni volumen promatranog prostora i n je

totalna poroznost uzorka. Poroznost se laboratorijski odreuje uzimanjem uzorka s poznatim volumenom (V). Uzorak se potom sui do konstantne teine na temperaturi

od 105 C. Time se odstrani sva voda iz pora, ali ne i voda koja je kemijski vezana uz

minerale. Osueni uzorak se zatim potopi u posudu s poznatim volumenom vode i

ostavi dok se potpuno ne saturira. Volumen otvorenog prostora u uzorku, Vv, jednak je

razlici poznatog volumena vode u kojeg je uronjen i volumena vode u posudi kada je

uzorak izvaen.

3

=

d

bn 100 (1.2)

b = bruto gustoa uzorka uzorka volumen originalni suenja nakon uzorka masa =

=d gustoa suenja nakon odredjen zrna volumensuenja nakon uzorka masa materijala estica =

Opisani postupak mjeri efektivni porozitet, jer iskljuuje pore manje od molekula vode te

iskljuuje pore koje nisu meusobno povezane. Efektivna poroznost je prostor u

poroznoj formaciji, raspoloiv za protok vode i transport zagaenja kroz podzemlje. Za

potpuni saturirani uzorak, efektivna poroznost se (kinematiki) definira prema izrazu:

100uzorka Volumen

skigravitacij dreniran vode Volumen poroznost Efektivna =en (1.3)

Ogranienja za izraunavanje efektivne poroznosti ( )en postoje u slijedeim situacijama:

nepovezanost pora postojanje tzv. mrtvih zona dominiranje pukotina na veoj skali

Efektivni porozitet (raspoloiv za tok vode) ima vanu ulogu u procesima transporta

zagaenja u podzemlju. U nekim slabo poroznim materijalima (npr. glina ) razlika

izmeu totalnog i efektivnog poroziteta je velika i njihovo tono mjerenje je imperativ.

Porozitet se takoer dijeli na primarni i sekundarni. Primarni porozitet je nastao za

vrijeme taloenja sedimenata i uglavnom predstavlja prostor izmeu zrnatog materijala.

Njegova veliina ovisi o stupnju sortiranja i obliku deponiranog zrnatog materijala.

Sekundarni porozitet nastaje hidrolokim i kemijskim procesima nakon formiranja

sedimenata. Najei procesi koji utjeu na sekundarnu poroznost su rastvaranje

karbonatnih stijena, pukotine nastale tektonskim pomacima, te ostali procesi vlaenja i

rastvaranja stijena kemijskim utjecajem. Sekundarni porozitet doprinosi poveanju

efektivne poroznosti ( )en . Dolomiti i vapnenci poznati su i iroko rasprostranjeni primjerci sedimentnih stijena.

Oni su najee formirani od kalcijevog karbonata, gipsa, kalcijevog sulfata i drugih

klorida. Materijal od kojega su takve stijene formirane, nekada je bio u tekuoj fazi.

Kako su i padaline reverzibilnog karaktera, tako se i ova vrsta stijena moe ponovno

rastvarati. Cirkulacija podzemnih voda s vremenom rastvara stijenu prolazei kroz

povezane pore i pukotine. U nekim sluajevima posljedica rastvaranja moe biti znatno

4

poveanje pukotina i stvaranje kaverni i podzemnih spilja. Proces stvaranja karbonatnih

stijena je stalan. U Hrvatskoj, na podrujima kra i vapnenakih stijena, postoji veliki

broj takvih primjera.

Stijene metamorfnog podrijetla su nastale pod jakom toplinom i pritiskom na ve

postojee stijene. Njihov porozitet je uglavnom mali i rezultat je procesa vlaenja i

pukotina nastalih tektonskim pomacima. Porozitet je uglavnom funkcija otvora pukotina

te koliine materijala koji ispunjava pukotine.

Stijene vulkanskog podrijetla formirane su hlaenjem lave i u sebi sadre otvore i

pukotine kao rezultat razlike breg i sporijeg hlaenja. Ti otvori mogu biti nepovezani i

tada malo doprinose protoku vode, dok u sluaju njihove povezanosti mogu

predstavljati znaajnu trajektoriju za tok vode i pronos zagaenja kroz podzemlje.

Slika 1.2 Otvori i pukotine u vulkanskoj stijeni

U tablici 1.1 prikazan je srednji porozitet nekih stijena. Vrijednosti su samo

indikativnog karaktera, dok stvarne vrijednosti mogu znaajno varirati. U dosadanjem

tumaenju poroziteta moe se primijetiti volumen uzorka u nazivniku razlomka

tj.odabrana veliina uzorka. Porozitet je zato i funkcija veliine odabranog uzorka. U

podzemnom mediju ta veliina, odnosno veliina odabrane skale (mjerila), igra

znaajnu ulogu u procesima i fizikalnim parametrima podzemlja. Ostanimo na primjeru

poroziteta i promotrimo sluaj kada veliina uzorka ide u toku. Dakle, ako bi imali

instrument za mjerenje poroziteta u toci, postavlja se pitanje koliki je porozitet uzorka

koji ima veliinu infinitezimalne toke!?!

5

Porozna sredina

Ukupna poroznost

[%]

Efektivna poroznost

[%] ljunak 45 40

Pijesak 40 30 Sitni fini pijesak 32 5

Glina 47 0 1

Kreda 30 2 6

Pjeenjaci 20 5 15

Graniti 2 0.2 2 Vapnenci 0.5 - 20 0.2 - 10

Tablica 1.1 Srednji poroziteti nekih tipova poroznih stijena

Porozitet u toci je jedan ako je toka mjernog instrumenta pala u poru ili je nula ako

je pala u vrstu fazu (npr.zrno poroznog materijala).

Tek poveanjem veliine uzorka na neku konanu skalu, uvodimo obje faze i time

porozitet dobiva smisao izraza (1.1) ili (1.3). Drugim rijeima, dajemo matematikoj

toci u prostoru vrijednost poroziteta za odreeni volumen koji okruuje tu toku. Ovaj

se koncept zove reprezentativni elementarni volumen (REV) i predstavlja vrst prostorne integracije (odnosno osrednjavanja).

Osnovno pitanje koje se namee je kako odrediti veliinu REV- a u praksi, tako

da su mjereni fizikalni parametri relevantni (reprezentativni) za tu poroznu sredinu.

Veliina REV-a treba zadovoljavati slijedea dva uvjeta:

1. dovoljno velika da sadri dovoljan broj pora kako bi se srednja vrijednost mogla

nai uz istodobno zanemariv utjecaj fluktuacija na skali pora (npr.1 dm3 za

nekonsolidirane materijale).

2. dovoljno malena kako bi se varijacije parametara u prostoru mogle opisati

kontinuiranim matematikim funkcijama.

U stijenama s pukotinama, veliina REV-a moe biti iznenaujue velika tako da drugi

uvjet o kontinuiranim funkcijama i nije zadovoljen. Praktino se smatra da veliina REV-

a odgovara veliini uzorka kada mjerni parametar (npr.porozitet) dobiva konstantnu

vrijednost u grafu kada je prikazan kao funkcija veliine uzorka (Slika 1.3).

REV koncept ima nedostataka pogotovo u opisu stijena s pukotinama kada

potrebna veliina REV-a ima diskontinuitet u mnogim mjernim parametrima.

6

Slika 1.3 Definicija Reprezentativnog Elementarnog Volumena

Drugi pristup mjerenju relevantnih fizikalnih karakteristika podzemnih formacija je

koncept sluajne funkcije koji definira poroznu sredinu kao realizaciju sluajnog

procesa. Zamislimo, na primjer, da imamo vie uzoraka poroznog medija iste veliine

(npr. veliki broj kolona ispunjenih poroznim materijalom), te u svakom uzorku mjerimo

porozitet u toci (dakle, mjerimo ili jedan ili nula, ovisno da li je mjerna toka pala u poru

ili na zrno materijala). Srednja vrijednost (osrednjena po broju kolona) svih mjerenih

poroziteta u toci predstavlja osrednjavanje po realizacijama porozne sredine i jednaka

je prostornom osrednjavanju po jednom takvom uzorku. Vrlo bitna razlika je u tome to

je osrednjeni porozitet po skupu realizacija jednak za svaku toku uzorka.

Slika 1.4.

1. 2 Darcy-ev eksperiment

Poetak hidrologije podzemnih voda kao zasebne znanstvene discipline povezuje

se s 1856. godinom kada je francuski inenjer, po imenu Henry Darcy, objavio studiju

vodoopskrbe grada Dijon-a u Francuskoj. U tom radu Darcy je opisao laboratorijski

eksperiment protoke vode kroz cilindar pijeska. Rezultat eksperimenta je slijedei:

protok vode je proporcionalan razlici stupca vode na oba kraja ( ) te obrnuto

proporcionalan duini toka vode (npr. duini cilindra pijeska,

BA hhQ L Q 1 ). Ovaj pronalazak

je kasnije generaliziran u empirijski zakon koji i danas nosi ime pronalazaa. Dakle,

Darcy-ev empirijski zakon se moe pisati kao

7

=L

hhKAQ BA (1.4)

ili u diferencijalnom obliku

dldhKA Q = (1.5)

gdje dh/dl predstavlja hidrauliki gradijent, K je konstanta proporcionalnosti, A je

popreni presjek cilindra pijeska (Slika 1.6). Negativni znak u gornjem izrazu rezultat je

teenja u smjeru opadanja hidraulikog potencijala. K evidentno mora biti u funkciji

poroznog materijala koji ispunjava cilindar, jer e dranjem konstantnog gradijenta,

protok varirati za razliiti porozni materijal.

Slika 1.5. Makroskopski i mikroskopski koncepti toka podzemne vode

Parametar K koji se naziva hidraulika provodljivost (konduktivitet) ima veu vrijednost

za pijesak i ljunak, a manju za glinu i veliku veinu stijena. Budui je hidrauliki

gradijent, K, bezdimenzionalna veliina, ima dimenziju duina/vrijeme, tj. dimenziju

brzine.

Hubbert (1956.) je pokazao da Darcy-eva konstanta proporcionalnosti, K, ovisi ne

samo o vrsti materijala, ve i o fizikalnoj karakteristici vode koja prolazi kroz porozni

materijal. Intuitivno je da, na primjer, sirova nafta koja je vrlo viskozna tekuina, prolazi

sporije kroz porozni materijal, nego voda s daleko manjom viskoznou. Dakle, protok

vode je proporcionalan specifinoj teini, g = , vode. Specifina teina vode je gravitacijska sila jedininog volumena vode (s gustoom ) i predstavlja pokretaku silu vode. Protok vode takoer je obrnuto proporcionalan dinamikom viskozitetu, , koji je mjera otpora pri teenju vode.

8

Slika 1.6. Darcy-ev eksperiment

Ako bi ponovili Darcy-ev eksperiment sa zrnima materijala jednolinog dijametra

protok vode bi bio proporcionalan kvadratu dijametra zrna

dldhAdCQ

2= (1.6)

pri emu C predstavlja novu konstantu proporcionalnosti, zvanu faktor oblika. C i su

karakteristike poroznog materijala, dok su

2d

i karakteristike tekuine.

Slika 1.7 Darcyev eksperiment sa zrnima materijala jednolinog dijametra

Sada moemo definirati novi parametar zvani permeabilitet, tj. propusnost porozne

sredine, k= , koji je funkcija samo porozne sredine i slobodnim rijeima oznaava

veliinu otvora kroz koji tekuina prolazi, k ima dimenziju povrine te se konani oblik

Darcy-evog eksperimentalnog zakona moe pisati:

2Cd

9

dldhgk

AQq

== (1.7)

Na osnovi ovog izraza, jedinica za permeabilitet je 1 darcy koji je definiran kao

permeabilitet koji rezultira specifinim protokom, q, od 1 [ scm3 ] kroz sekciju od 1 [ ]

za tekuinu viskoznosti 1 [ ] uz gradijent pritiska od 1 [

2cm

sPa310 ( )cmHgmmcmatm 760 ] Jedan darcy jednak je 9.87 . 2910 cm

Ako se prisjetimo definicije hidraulikog potencijala, zgph += , onda se za nestiljivu tekuinu moe pisati

( ) hgkzgpkq =+= (1.8)

gdje oznaava gradijent skalara, npr., vektor s datim komponentama

(

zhyhxh ,, ). Iz gornjeg izraza definicija hidraulike vodljivosti je

gkgkK == (1.9)

ije su dimenzije iste kao i za brzinu:

[K] ( )( ) ( )( ) ( )111232

== vrijemeduina

vrijemeduinamasavrijemeduinaduinamasaduina (1.10)

Kinematiki viskozitet je: )101( 242

smstokesTL =

=

Darcy-ev eksperimentalni zakon je iroko koriten u praksi i predstavlja linearni

odnos izmeu hidraulikog gradijenta i specifinog protoka, odnosno brzine filtracije

nqu = . Premda se Darcy-ev zakon potvrdio eksperimentalno na raznim primjerima, postoje

sluajevi kada linearni odnos ne vrijedi. To su sluajevi s vrlo niskim i vrlo visokim

hidraulikim gradijentom. Slika 1.8 prikazuje skicu nelinearnog odnosa za niske

gradijente kada Darcy-ev zakon vrijedi samo za gradijente vee od , npr.,

. Takvi primjeri se nalaze kod kompaktnih glinenih poroznih sredina gdje

za niske gradijente odnos postaje nelinearan.

0J

( 0JJKu = )

U sluajevima visokih gradijenata moe se eksperimentalno pokazati da je

proporcionalnost izmeu brzine filtracije i gradijenta kvadratnog oblika:

(1.11) 2uuh +=

10

gdje su u gubici zbog viskoznog trenja uz vrstu fazu, dok oznaava gubitke zbog inercije tekuine (disipacija kinetike energije u porama to ima slinosti s

gubicima pri suenju cijevi).

2u

Darcy

zako

nStv

rani o

dnos

Brz

ina

filtra

cije

, u

Gradijent JJ0

Slika 1.8. Nelinearni odnos za niske gradijente

Granica u visini hidraulinog gradijenta kada Darcy-ev zakon prestaje vaiti, ovisi o tipu

porozne sredine, a moe se opisati bezdimenzionalnim Reynoldsovim brojem, , za

porozne sredine (deMarsily, 1985):

pR

kuRp = ili udRp = Gdje u oznaava brzinu filtracije ( ); 1vrijemeduina k , je drugi korijen permeabiliteta

(duina); je kinematiki viskozitet ( ) i d je srednji dijametar zrnatog materijala porozne sredine. Vano je napomenuti da je tona definicija

Reynolds-ovog broja,

12 vrijemeduina

du , ( u ovdje predstavlja srednju brzinu u cijevi dijametra d ) te se ne moe usporeivati s gornjom definicijom koja je specifina za poroznu sredinu.

U praksi se kae da Darcy-ev zakon vrijedi pri Reynolds -ovom broju manjem od limita

1 10. U tim sluajevima teenje je laminarno unutar pora. Kad poinje dosezati

vrijednosti 10 100 dolazi do nestacioniranih pojava i sile inercije nisu vie zanemarive

to rezultira nelinearnosti izmeu brzina filtracije i gradijenta - kvadratni oblik u (1.11)

poinje dominirati.

pR

Tipian primjer takvog stanja su teenja u kru gdje je disipacija kinetike energije

znaajna. Nain mjerenja i analize hidraulike vodljivosti biti e opisani detaljnije u

slijedeem poglavlju. Tablica 1.2 pokazuje neke pribline raspone hidraulikog

konduktiviteta za razne vrste poroznih sredina.

11

Porozna sredina

K ( sm )

krupni ljunak 10-1 - 10-2

pijesak i ljunak 10-2 - 10-5

fini pijesak 10-5 - 10-9

glineni materijali 10-9 10-12

dolomiti 10-3 10-5

krednjaci 10-3 - 10-5

vapnenake stijene 10

-5 - 10-9

pjeari 10-4 10-10

granit, bazalt 10-9 10-13

Tablica 1.2. Priblini raspon hidraulike vodljivosti za neke porozne sredine

2. Geofizika istraivanja

Geofizika istranih buotina je znanstvena disciplina mjerenja i analize razliitih

karakteristika podzemnih geolokih formacija koje buotina presijeca. Sinonimi u stranoj

tehnikoj literaturi su "geophysical logging" i "well logging", a cijela znanstvena

disciplina nastala je iz potreba naftne industrije. Identifikacija geolokih formacija,

lokacija i koliina podzemne vode te prognoza kapaciteta vodonosnih slojeva esti su

ciljevi u geofizikim istraivanjima. Geofizika istranih buotina sastoji se od mehanikih

(pasivnih) metoda, raznih elektrinih metoda mjerenja koje ukljuuju elektrini otpor i

potencijal, nuklearnih metoda (gama-gama, neutron), akustinih metoda i metoda

mjerenja magnetskih i termalnih karakteristika.

Geofiziki zapis moe se obavljati na otvorenim buotinama i onima ije su stjenke

obloene. Dobiveni podaci koriste se za identifikaciju raznih karakteristika porozne

sredine koje su bitne za inenjerske odluke o gradnji kako podzemnih, tako i nadzemnih

hidrotehnikih objekata. Kod velikog broja objekata u hidrotehnici, geofizika mjerenja

su imperativ za pouzdano i ekonomino projektiranje i izvoenje.

Geofizika mjerenja najee se obavljaju sondama koje se kabelski sputaju u

buotinu, a zabiljeena mjerenja se prenose preko kabela na povrinu u digitalni zapis.

Sonda je obino postavljena u vodonepropusnom kuitu i sadri niz komponenti za

12

procesiranje elektrinih signala. Geofiziki zapis putem raunala ima prednosti u

tonosti, brzini i ekonominosti.

U povijesti nalazimo prilino ranu primjenu geofizikih istraivanja. Iako se sami

poeci mogu pratiti od 1869. godine kada je lord Kelvin prvi primijenio temperaturna

mjerenja u zdencu, smatra se da su prve temelje geofizike postavili braa Conrad i

Marcel Schlumberger 1927. godine primijenivi prvi zapis mjerenja elektrinog otpora u

buotini. Od tada je tehnika mjerenja elektrinog otpora dobila iroku primjenu kako u

naftnoj industriji, tako i u graevinarstvu. Schlumberger korporacija i danas je jedna od

najjaih svjetskih organizacija za geofizika istraivanja. Mnogi zapisi koji su priloeni u

slijedeim sekcijama kopije su zapisa Schlumberger korporacije. Slijedea lista daje

kratki povijesni razvoj geofizikih istraivanja:

1889.god.: Lord Kelvin vri prva temperaturna mjerenja u zdencu 1913.god.: Mjerenje elektrinog otpora u jednoj toci u zdencu

1927.god.: Braa Schlumberger koriste prvi lateralni zapis elektrinog otpora

1930-tih god.: Kvalitativna analiza na osnovi korelacija (otpor, gama zrake,

caliper)

1940-tih god.: Kvantitativna analiza poinje (Archie-ev zakon)

1960-tih god.: Napredak u razvoju geofizike instrumentacije

1960-tih god.: Napredak u geofizikoj instrumentaciji

1980-tih god.: Koritenje osobnih raunala u geofizikom zapisivanju (novi "software")

1990-tih god.: Novi "software" i "nuclear magnetic resonance" tehnike Geofizika je i danas u procesu stalnog razvoja i postaje vrlo snano sredstvo u

skoro svim inenjerskim disciplinama koje imaju kontakt s poroznom sredinom. Svrha

ovih rukopisa je dati samo opi pregled razvoja geofizike, a itateljima koji ele opirniji

opis materije, bibliografija na kraju poglavlja moe posluiti kao dodatni i detaljniji izvor

informacija.

2.1. Seizmika istraivanja

Seizmika istraivanja se temelje na generiranju seizmikih valova i analizi njihovih

irenja kroz poroznu sredinu. Mjerenjem brzine irenja tih valova te njihovog priguenja

u poroznoj formaciji dobiva se informacija o mehanikim karakteristikama stijene.

13

Openito, seizmika istraivanja koriste se za odreivanje dubine do vrste stijene,

odreivanje litoloke strukture, nagib slojeva te dubina do nivoa podzemne vode.

Izvor energije za manje dubine istraivanja moe se izazvati udarcem ekia na

metalnu plou, a za vee dubine eksplozivom.

Slika 2.1. Seizmika mjerenja

Na povrini terena, po profilu, na odreenoj udaljenosti od izvora postavljaju se

odgovarajui geofoni koji registriraju valove (titraje) te ih pretvaraju u elektrine napone

(sl.2.1). Postoje dvije osnovne vrste seizmikih valova:

1. P valovi (sl. 2.2); koji se jo nazivaju longitudinalni, valovi kompresije ili primarni valovi. Pokretanje estica je u smjeru irenja i ovisi o sukcesivnoj

kompresiji ili dilataciji.

Slika 2.2. Longitudinalni val

Brzina irenja tih valova moe se izraziti preko osnovnih parametara

elastinosti koji se koriste prilikom projektiranja i izvoenja hidrotehnikih

graevina. Slijedei izraz (Chapellier, 1992) se koristi:

14

brzina irenja,

34+

=k

VP (2.1)

pri emu je prostorna gustoa smjese, , oznaava prostorni dinamiki modul, a

k

je dinamiki modul smicanja.

2. S-valovi (sl. 2.3); nazivaju se takoer popreni, torzioni ili sekundarni valovi. Oni se registriraju nakon dolaska primarnih valova. Kretanje estica je

okomito smjeru irenja primarnih valova.

Slika 2.3. Popreni val

Brzina irenja S-valova se takoer moe izraziti kao funkcija parametra

elastinosti:

=SV (2.2)

te se oba izraza koriste za odreivanje potrebnih parametara elastinosti. Modul

smicanja je praktino nula u tekuini tako da se S-valovi ne ire u vodi. Openito P-

valovi imaju manju amplitudu nego S-valovi, ali se zato bre ire i prvi su koji stiu do

postavljenih geofona.

2.1.1 Povrinska seizmika istraivanja

Primijenjena seizmologija jako je razvijena praktina disciplina u naftnoj industriji

gdje se seizmike refleksijske metode dosta koriste. Nasuprot naftnoj industriji, u

hidrogeologiji, su seizmike refrakcijske metode korisnije i predmet su geofizikih

istraivanja.

15

propagacija seizmikih valova Seizmiki valovi se ire slino kao i svjetlost, a i ponaaju se po istom zakonu -

Huygens-ov zakon. Ovaj zakon opisuje irenje valova kao koncentrinih krugova.

Svaka toka u kontaktu s frontom vala postaje izvor valova za daljnje toke te svaka

estica koja oscilira prenosi svoje kretanje na okolne estice.

Slika 2.4. irenje seizmikog vala

Promotrimo primjer s dvije litoloke formacije u podzemlju kao to je prikazano na

slici 2.5. Za valove generirane u izvoru S, postoje tri vrste valova koje postavljeni

geofoni mogu registrirati.To su:

Direktni valovi, SR, koji ostaju u mediju 1 Reflektirani valovi, SCR, koji su locirani u mediju 1, ali su u doticaju s tokom C

u mediju 2

Refrakcijski valovi,SABR, koji se ire u mediju 2, nakon to su proli kroz medij 1

Drugi zakon koji je vaan u analizi seizmikih istraivanja je Decartes-ov zakon koji

se odnosi na kutove oznaene na slici 2.5:

- Kut refleksije, 2 jednak je kutu ulaza 1 - Kutovi 1 i 2 formirani su refrakcijskim seizmikim zrakama (na horizontalnoj plohi) te zadovoljavanju slijedee relacije

2

1

2

1

sinsin

VV=

(2.3)

16

Slika 2.5. Seizmika mjerenja u podzemlju s dvije litoloke formacije

Za sluaj totalne refrakcije, vrijedi 2112 sin;90 VV== . Pri tom sluaju totalne refrakcije, kut L =2 zove se kritini kut refrakcije i moe se izraunati poznavanjem brzine irenja valova u dvije formacije. Kako bi dolo do totalne refrakcije, potrebno je

da donji sloj ima dosta veu brzinu valova nego gornji. U protivnom, refrakcijski valovi

e se lomiti prema dolje i nee biti zabiljeeni na geofonima.

Postavljeni geofoni na profilu terena primaju valove iz izvora koji se ire direktno

kroz gornji sloj te se na osnovu vremena putovanja i udaljenosti geofona dolazi do

brzine irenja. Drugi valovi iji koncentrini krugovi idu prema dubljim slojevima imaju

dui put. Meutim, u sluaju donjih slojeva s veom brzinom irenja valova, ti valovi

mogu putovati bre od direktnih valova, za neke udaljenije geofone.

Na slici 2.6 prikazan je takav sluaj s dva sloja porozne formacije i 8 postavljenih

geofona na povrinskom profilu terena. Nakon obavljenih mjerenja vremena putovanja

valova do postavljenih geofona, iscrtava se krivulja vremena putovanja i udaljenosti

geofona. Projekcija druge linije, odnosa vremena putovanja i udaljenosti, na os ordinatu

oznaava vrijeme sjecita, . Takoer, udaljenost do loma nagiba na istom grafu

pokazuje udaljenost, X, kada je brzina irenja direktnih valova i onih koji prolaze kroz

donju formaciju jednaka. Iz tih podataka dobiva se izraz za odreivanje dubine donjeg

sloja:

iT

2

12

2

21

2 VV

VVTZ i = ili

21

12

2 VVVVXZ +

= (2.4)

17

Slika 2.6. Mjerenje dva sloja porozne formacije

ei sluaj u hidrogeologiji je kad se istrauje podzemna formacija sastavljena od

vie slojeva (npr. 3 i vie), od kojih je prvi nekonsolidirani i nezasieni sloj. Drugi sloj je

geoloki jednak, ali zasien, te zbog prisutne vode ima veu seizmiku brzinu. Trei sloj

je vrsta stijena. U opisanom sluaju, seizmika metoda osim dubine slojeva, moe se

koristiti za odreivanje nivoa podzemne vode. Sluaj seizmike refrakcije za poroznu

formaciju od tri sloja je prikazan na slici 2.7, pri emu vrijedi V1< V2 < V3.

18

Slika 2.7. Seizmika refrakcija kroz poroznu formaciju s tri sloja

Presjecite na ordinati za svaki dublji sloj, kao i udaljenost loma odnosa vrijeme-

udaljenost, odredi se, da bi se konano procijenila dubina po izrazu: 2Z

=

22

23

32

13

21

23

12 221

VV

VVVV

VVZTZ i (2.5)

Dubina prvog sloja, , treba se odrediti prije raunanja dubine drugog sloja. Izraunate

brzine irenja seizmikih valova kao reciprocitet nagiba krivulje vrijeme-udaljenost zovu

se efektivne brzine koje samo u sluaju horizontalnih slojeva ujedno predstavljaju i

stvarne seizmike brzine.

1Z

Kako u podzemlju nije neuobiajeno da su se slojevi taloili u geolokom razvoju

pod nagibom, tada e vrijeme putovanja signala biti razliito, ovisno da li se generirani

valovi ire u smjeru pada slojeva ili obrnuto. U praktinoj primjeni seizmikih istraivanja

rutinski se generirani signal po profilu ponavlja u oba smjera kako bi se ustvrdila

horizontalnost istraivanih slojeva.

Na slici 2.8 prikazan je takav jedan sluaj i nain odreivanja nagiba slojeva.

Brzina irenja valova kroz gornji sloj je neporemeena s nagibom donjeg sloja i moe

se izraunati iz reciprociteta nagiba krivulje vrijeme - udaljenost. Da bi se nala brzina

irenja kroz donji sloj te dubina na oba kraja seizmikog profila, nekoliko

trigonometrijskih relacija, treba biti postavljeno. Nagib druge linije u krivulji vrijeme-

udaljenost je za profiliranje u smjeru pada, i za smjer profiliranja prema usponu

donjeg sloja.

dm gm

19

Slika 2.8.

Refrakcijski kut c se tada izraunava prema izrazu:

( gdc mVmV 1111 sinsin21 += ) (2.6) te se brzina irenja valova u donjem sloju dobije kao:

c

VV sin

12 = (2.7)

Kut pruanja donjeg sloja izraunava se prema izrazu:

( gd mVmV 1111 sinsin21 = )

)

(2.8)

tako se, konano, dubine do donjeg sloja na oba kraja seizmikog profila izraunavaju

prema izrazima:

( )( ci

gg

TVZ cos2cos

1= (2.9)

( )( )ci

dd

TVZ cos2cos

1=

20

Slini, istina algebarski kompleksniji, izrazi, koriste se kod tri i vie slojeva koji imaju

nagib u pruanju.

Interpretacija seizmikih povrinskih istraivanja usredotoena je na opis litologije

podzemlja, te grometrijskoj konfiguraciji slojeva. Koritenjem opisane refrakcijske

seizmike, debljina nekonsolidiranih slojeva te nivo podzemne vode, takoer se moe

procijeniti kao dodatna informacija korisna pri projektiranju i temeljenju hidrotehnikih

graevina. Osnovni nedostatak povrinske seizmike je uvjet da svaki dublji sloj mora

imati brzinu irenja veu od gornjeg (u protivnom ne dolazi do refrakcije). Drugim

rijeima, dublji slojevi s manjim seizmikim brzinama ne mogu se detektirati. To,

primarno, moe imati nepoeljne posljedice pri slojevima koji su troni i mogu biti

nepovoljni pri temeljenju.

2.1.2. Seizmika istraivanja u buotinama

Slini principi seizmikih mjerenja vre se i u buotinama. Tu se, takoer, mjeri

brzina irenja valova i to uglavnom P-valova. Seizmiki valovi se mijenjaju ovisno o

elastinim svojstvima stijene i openito porozne formacije. Oni su funkcija stupnja

zacementiranosti i brzina irenja manja je za nekonsolidirane materijale nego za vrste

stijene. Osim toga, seizmike brzine opadaju s porastom poroziteta dok se uz prisustvo

vode (saturirana sredina), valovi ire poveanom brzinom. Mjerenjem brzine valova u

formaciji mogua je (za saturiranu stijensku masu) procjena poroziteta koritenjem

slijedeeg izraza:

( )

mfr VVV += 11 (2.10)

pri emu oznaava brzinu formacije mjereno instrumentom, je brzina same

stijenske mase bez pora i vode, je brzina tekuine u stijeni, dok

rV mV

fV oznaava porozitet. Osim procjene poroziteta, gornji izraz takoer moe dati procjenu pukotinskog

stanja u odreenim zonama. Mjerenja se vre instrumentom prikazanim na sl. 2.9.

Instrument se najee sastoji od izvora zvuka te jednog ili vie senzora koji

registriraju vrijeme putovanja signala. Kao i kod povrinske seizmike, direktni valovi

dolaze putujui kroz buotinu, dakle, u funkciji su brzine irenja valova kroz tekuinu

koja se nalazi u buotini. Refrakcijski valovi prolaze kroz stijensku masu i njihova

brzina irenja ovisi o tipu i sastavu stijene.

21

Slika 2.9.

Koritenjem gornjeg izraza lako se uspostavi odnos poroziteta i vremena putovanja

generiranih valova. Budui je duina putanje kroz tekuinu u stijeni jednaka porozitetu,

moe se pisati:

( ) mfr ttt += 1 (2.11) gdje t oznaava vrijeme putovanja po jedinici duine (npr. 1m). Iz toga slijedi izraz za procjenu poroziteta:

mf

mr

tttt

= (2.12)

Ovaj izraz za procjenu poroziteta moe se koristiti samo u sluaju zasienih poroznih

formacija.

2.2. Geoelektrina ispitivanja

2. 2.1. Mjerenje elektrinog otpora u buotini

Jedno od najee mjerenih parametara u geofizici je mjerenje elektrinog otpora.

Elektrini otpor je otpor odreenog volumena materijala prolazu elektrinog toka.

Elektrini otpor, R (resistivity), ima jedinicu [ohm m] i inverzno je proporcionalan

elektrinoj vodljivosti, C (conductivity), CR 1= . Mjerenje elektrine vodljivosti alternativna je metoda odreivanja elektrinog otpora.

U idealnim okolnostima elektrini otpor je funkcija prisutne vode u stijeni (npr.

stupanj poroznosti), elektrinog otpora vode u formaciji i geometrije pora. etvrti bi

22

faktor bio elektrini otpor stijene, ali je njegov utjecaj minimalan zbog tzv. beskonanog

otpora kojeg stijena prua elektrinom toku. Meutim, neki minerali, kao to su grafitni i

glineni minerali, mogu imati manji otpor, primarno radi kapaciteta izmjene kationa. S

druge strane, slobodni ioni na povrini zrnatog materijala mogu se kretati uslijed

elektrinog potencijala i toka te pospjeuju elektrini tok, dakle smanjuju otpor.

Obzirom su stijene i vrsta faza openito velikog elektrinog otpora, voda u stijeni je

ta koja odreuje stupanj elektrinog otpora. Kako je koliina vode u stijeni ujedno

indikator poroziteta (totalnog), to se s poveanjem poroziteta smanjuje elektrini otpor.

Takoer, vaan faktor je i stupanj zasienja, jer, na primjer, ako zrak ili ugljikovodici

ispunjavaju pore, koliina vode je smanjena i elektrini otpor je povean. Ovi sluajevi

nisu zastupljeni u zasienim sredinama i nee biti obraivani.

Na slici 2.10 skicirane su dvije vrste elektrine vodljivosti u poroznim sredinama:

a) vodljivosti kroz nekonsolidirani materijal ili kroz pjeenjake stijene i

b) vodljivost kroz karbonatne stijene.

to je vea varijabilnost i heterogenost geometrije pora, to je tei prolaz elektrinog

toka kroz stijenu i , naravno, registriran je vei otpor. Pjeenjaci, te posebno

nekonsolidirani materijali (npr. aluvijalna porozna sredina) imaju meuzrnatu poroznost,

dok karbonatne stijene imaju sustav pukotina povezan varijabilnim tokovima s velikim

stupnjem heterogenosti. Zbog toga, pjeenjaci i aluvijalni materijali imaju manji

elektrini otpor nego karbonatne stijene.

Slika 2.10. Elektrina vodljivost u poroznim sredinama

Elektrini otpor u formaciji stijene uglavnom je odreen samim otporom vode, to

opet primarno ovisi o stupnju otopljenih tvari (ili kako se esto naziva - salinitetu vode).

Otopljene tvari u vodi primarno su u obliku iona, koji se kreu pod utjecajem elektrinog

polja i time provode elektrini tok. Koliina otopljenih tvari ili koncentracija iona se mjeri

u mg ili ppm (parts per million dijelovi miliona).

ppmlmg 11 = ppmlg 10001 =

23

Dakle, elektrina vodljivost vode je funkcija koncentracije iona te njihove mobilnosti.

== =

N

iiivcfR

C1

1 (2.13)

N=broj koji ini kemijsku kompoziciju vode

2400

2200

2000

1800

1600

1400

1200

1000

800

600

400

200

00 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34

RW , ohm m na 25 C

Oto

plje

ne s

oli u

ppm

Slika 2.11. Ovisnost elektrinog otpora i koncentracije otopljenih tvari

Tablica 2.1 prikazuje neke koncentracije iona u vodi, elektrini otpor i provodljivost.U

tablici su jedinice za koncentraciju dane u tzv. ekvivalentu za natrijev klorid, NaCl, i za

temperaturu od 25C (Na+ u koncentraciji 10 ppm ima faktor konverzije 1 i daje 10 ppm

u NaCl ekvivalent). Na primjer,Ca++ u koncentraciji od 3 ppm, ima faktor konverzije 3.9

i daje 3.9 ppm u NaCl ekvivalent.

Openito se moe rei, da elektrini otpor opada s poveanjem otopljenih tvari i

koncentracije iona. To je vidljivo na slici 2.11 koja prikazuje varijaciju elektrinog otpora

s koncentracijom otopljenih soli.

24

Vrsta vode Koncentracija NaCl ekvivalent

(ppm)

Otpor (ohmm)

Elektrina vodljivost

( siemens ) Pitka voda 500 12 833

Slabo pitka voda 1000-2000 6-2.8 1666-3571

Nepitka voda 8000 0.75 6666

Morska voda 35000 0.2 50000

Tablica 2.1. Primjeri elektrinog otpora i provodljivost nekih vrsta voda

2.2.2. Archie-ev eksperimentalni zakon

Za potpuno zasienu sredinu, Archie (1942.god.) je postavio eksperimentalni odnos

koji povezuje elektrini otpor stijene (porozne formacije), poroziteta i elektrini otpor

vode u poroznoj sredini. Matematiki se to moe zapisati:

(2.14) mvst RR=

pri emu je elektrini otpor stijene [ohmm], je elektrini otpor vode u poroznoj

sredini [ohmm],

stR vR

porozitet u postotku, m - faktor zacementiranosti (konsolidiranosti) porozne sredine (ovisi o varijabilnosti i openito se kree izmeu 1.3 i 2.2) i faktor koji ovisi o litolokoj strukturi porozne formacije i kree se izmeu 0.6 i 2.

Parametri u (2.14) koji opisuju karakteristike porozne formacije koja se mjeri, mogu

se grupirati u tzv. Faktor formacije F:

(2.15) mF = tako se Archiev izraz moe pisati u obliku:

vst FRR = (2.16) Na osnovi eksperimentalnih mjerenja raznih poroznih formacija, openito su prihvaeni

slijedei priblini odnosi:

Nekonsolidirani materijali i pjeenjake stijene: (Humble-ova formula) (2.17) 15.262.0 = F 281.0 = F

Konsolidirani materijali i karbonatne stijene: 2=F

25

Slika 2.12 Utjecaj rasjeda na nekonsolidirane i konsolidirane formacije

Gore navedene empirijske relacije faktora formacije, pokazale su se u praksi kao

prilino tone procjene, sve dok formacije u sebi ne sadre primjese gline. U tom

sluaju, potrebne su odreene korekcije.

Iako se Archieva relacija pokazala korisna u praksi, vano je napomenuti da

(naroito u sluajevima dotoka svjee vode u formaciju) Archiev zakon nije uvijek

vaei i potrebno je tada postaviti empirijske relacije od sluaja do sluaja. Slika 2.13

prikazuje kopiju dokumenata Schlumberger, koji opisuje odnos faktora formacije i

poroziteta.

26

Slika 2.13. Ovisnost faktora formacije i poroziteta

2.2.3. Fenomen invazije tekuine koritene pri buenju

Veina zdenaca se izvodi koritenjem tekuine pri buenju koja se sastoji od

mjeavine prirodne gline ili aditivne gline te lokalno raspoloive vode.Uglavnom svi, a

pogotovo elektrini geofiziki zapisi, ovisni su o interakciji izmeu tekuine za buenje i

porozne formacije kroz koju prolazi buotina. Prisustvo tekuine koritene pri buenju,

izaziva razliku pritisaka na stjenci zdenca. Pritisak tekuine u zdencu, najee je vei

nego pritisak u formaciji neposredno oko zdenca, te dolazi do penetriranja tekuine

zdenca u porni volumen oko zdenca. estice iz tekuine zdenca (npr. aditivna glina i

smrvljeni materijal) akumuliraju se na stjenci zdenca, formirajui naslagu.

Ova vrst impregnacije (ili vrsta kolmiranja) je kontrolirana permeabilitetom porozne

formacije i razlikom pritiska izmeu tekuine u zdencu i okolne vode u poroznoj

formaciji. Dakle, kod veeg permeabiliteta stijene, vea je penetracija i vei je stupanj

impregnacije sa esticama materijala. Kako se permeabilitet porozne sredine ne moe

mijenjati, jedini nain da se minimizira impregnacija je kontrolom veliine estica, koja je

koritena za tekuinu buenja zdenca. Neto vie o nainima buenja i projektiranju

zdenaca kao hidrotehnikih graevina biti e dano u slijedeem poglavlju.

27

Slika 2.14. Penetriranje tekuine zdenca u okolnu poroznu sredinu

Slika 2.14 prikazuje pojavu penetriranja tekuine zdenca u volumen okoline zdenca,

te formiranje impregnacije na stjenkama zdenca. Za tzv. ispranu zonu gdje je

penetrirala tekuina iz zdenca moemo pisati:

tpt FRR = pri emu je elektrini otpor porozne sredine u zoni penetracije, a predstavlja

otpor tekuine koritene pri buenju zdenca. Kako se najee pri geofizikim

istraivanjima koristi voda iz oblinjih izvora, ista ima uglavnom vei elektrini otpor

nego voda u poroznoj sredini. To rezultira slijedeim nejednakostima:

ptR tR

>RtR v > ptR stR

debljina sloja svecim otporom

debljina sloja s malim otporom

(pr. glina)

Slika 2.15.

28

2.2.4. Stupanj zasienosti

U zonama porozne sredine koje su iznad hidrostatikog nivoa (dakle zone

negativnog hidrostatikog pritiska), volumen pora je djelomino ispunjen zrakom. Tada

tekuina koritena pri buenju lako ispunja volumen pora i predstavlja brzu vodljivost

elektrinog toka u podruju inae skoro beskonanog elektrinog otpora. Archie (1942)

je postavio relaciju koja upravo opisuje taj odnos:

nst

v RRS 0= (2.18)

otpor zasiene sredine =0R otpor nezasiene sredine =stR

nvst SRR =

0

~2 (2.19) n

(2.20) vmn

vn

vst RSRSR == 0

pri emu je elektrini otpor potpuno zasiene porozne sredine dok predstavlja

elektrini otpor nezasiene sredine, a n je faktor koji je za veinu stijena jednak 2.

Koritenjem faktora formacije, ova relacija se moe pisati kao

0R stR

(2.21) nvm

vst SRR=

ili u zoni penetracije tekuine iz zdenca

nvm

tpt SRR= 0

gdje je saturacija porozne sredine od tekuine koritene pri buenju. 0vS

U ovom kratkom prikazu mjerenja elektrinog otpora porozne sredine, mjerena

veliina ovisi podjednako o tipu poroznog materijala i o tipu tekuine koritene pri

buenju. Vrlo je vano napomenuti da penetracija tekuine koritene pri buenju pored

ometanja dedukcije signala koji se mjeri, takoer daje dodatne informacije o poroznoj

sredini tako da njen utjecaj treba analizirati od sluaja do sluaja. Za inenjera je vano

razumjeti osnovne principe mjerenja elektrinog otpora, a pogotovo potencijalni utjecaj

koji moe imati tekuina koritena pri buenju. Varijacija karakteristika tekuine buenja

(npr. veliina estica) omoguava dodatne informacije o poroznoj sredini.

2.2.5 Metode mjerenja elektrinog otpora

Mjerenje elektrinog otpora , openito, se vri sondama koje se sputaju u buotine,

a kablovima se zapis digitalno vri na povrini zemlje. Sve elektrine sonde su

temeljene na mjerenju tlaka elektrine struje od sputene elektrode (jedne ili vie) do

29

druge fiksirane toke. U praksi se uglavnom mjerenja obavljaju na buotinama bez

obloge, premda se neke vrste mjerenja elektrinog otpora ipak mogu primijeniti i sa

specijalno perforiranim oblogama (bez metala).

Cijeli sistem mjerenja se temelji na principu Ohmovog zakona. Ohmov zakon kae

da je jakost struje razmjerna s naponom, a obrnuto razmjerna s otporom:

RIV = IVR =

V = voltaa-razlika potencijala

I = strujni tok, amperaa

Elektrini otpor ice, R, ovisi o materijalu te se poveava s duljinom ice, a smanjuje se

poveanjem poprenog presjeka ice

( ) ( ) [ ]ohmLLLohm

ALR === 2

Rjeavanjem izraza po (otpor ice postaje otpor porozne sredine) dobiva se: ( Lohm

IV

LA == ),

LA = geometrija elektroda

Ako se uspostavi cirkularni konstantni tok struje jakosti I, varijacija potencijala V,

direktno je proporcionalna otporu R izmeu sputene elektrode u buotini i druge fiksne

elektrode na povrini, npr., V = I R. Ako se sve dri fiksno, onda mjereni potencijal ovisi

samo o karakteristici porozne formacije kroz koju tok prolazi. U praksi se najee

koriste tri vrste mjerenja elektrinog otpora koje su skicirane na slici 2.16.

mjerenje jednom elektrodom zapis je dat u relativnim vrijednostima i nagib na desno u zapisu pokazuje rast otpora (slika 2.16 a)

mjerenje normalnom sondom ureaji s vie elektroda (slika 2.16 b). Normalnim sondiranjem se:

1. odreuje debljina slojeva s lokacijom po vertikali

2. mjeri otpor: a) zone penetracije (kratko normalno sondiranje)

b) van zone penetracije (dugo normalno

sondiranje)

3.dobiju informacije o porozitetu i permeabilitetu

Registrira se razlika potencijala izmeu toke A i M uzrokovana tokom elektrine

struje izmeu A i B. Izmjerena razlika potencijala ovisi o udaljenosti izmeu A i M, te

o karakteristici porozne sredine. Jakost struje I dri se konstantnom, tako da

30

izmjerenom razlikom potencijala V , elektrini otpor poroznog medija proizlazi iz izraza

IVKR = (2.22)

gdje R oznaava registrirani elektrini otpor (apparent resistivity), a K je faktor

koritene sonde koji ovisi o geometriji sondiranja, npr. AMK 4= ( AM oznaava udaljenost izmeu toaka A i M).

Izmjereni elektrini otpor ovisi o udaljenosti izmeu toaka A-M, te prema tome

razlikujemo tzv. kratko normalno sondiranje ( AM 1.6 m). Normalne probe koriste se pri mjerenju otpora porozne sredine, neporemeene tekuinom buenja i otpor

sredine unaokolo buotine, gdje je dolo do penetriranja tekuine iz zdenca.

Mjerena vrijednost ovisi o udaljenosti A i M, promjeru buotine, elektrinom otporu

tekuine buenja i debljini zone ispiranja oko buotine. Zapis je dan u apsolutnim

vrijednostima, u jedinicama [ohmm].

Koritenjem normalnog sondiranja moe se odrediti poroznost prema izrazu

pt

tv R

RFS =2 (2.23)

U kojem predstavlja stupanj zasienosti formacije tekuinom, je otpor

tekuine koritene pri buenju (izmjeren na povrini), a je otpor mjeren

sondiranjem. Ako se uzme:

2vS tR

ptR

21=F

dobiva se slijedei izraz:

pt

t

v RR

S1= (2.24)

Ako je formacija oko zdenca potpuno saturirana tekuinom iz buenja vrijedi:

1=vS

31

Slika 2.16. Tri vrste mjerenja elektrinog otpora

32

mjerenje lateralnom sondom lateralne sonde, takoer, koriste vie elektroda i mjere elektrini otpor poroznog medija kojeg buotina presijeca. Slika 2.16 c

pokazuje postavljanje lateralnih sondiranja. U buotini se nalaze tri elektrode A,

M i N. Razlika potencijala je uspostavljena izmeu M i N prema izrazu

ANAM

MNRIV 4= (2.25)

iz ega se za konstantni I izrauna elektrini otpor. Lateralna sondiranja se koriste za

mjerenje elektrinog otpora porozne sredine izvan zone penetracije tekuine iz

buotine. To je mogue zbog vee udaljenosti izmeu A i centra udaljenosti MN koja je

uobiajeno izmeu 5 i 6 m. Zapis je u apsolutnim vrijednostima u jedinicama ohmm,

isto kao i kod normalnih sondi. Vea udaljenost elektrode A i centra MN ima tu

prednost to izbjegava podruje mijeanja tekuine iz buotine i vode u poroznoj

formaciji, ali za nedostatak ima teu interpretaciju mjerenog elektrinog otpora zbog

mogueg presijecanja slojeva porozne sredine s razliitom provodljivosti.

2.2.6. Mjerenje razlike potencijala

Razlika potencijala mjeri se izmeu jedne fiksne referentne elektrode postavljene na

povrini zemlje i druge pokretne elektrode koja se sputa u buotinu. Mjerenje razlike

potencijala vri se koritenjem voltmetra. Slika 2.17 prikazuje skicu principa mjerenja

razlike potencijala. Nulta pozicija na krivulji potencijala proizvoljna je, jer se mjere

relativne vrijednosti. Mjerilo je dano u milivoltima s pozitivnim vrijednostima desno, a

negativnim vrijednostima lijevo. Mjerenje razlike potencijala uvijek je povezano s drugim

elektrinim zapisima u istranim buotinama.

Ovaj tip elektrinog zapisa vrlo je koristan u procjeni:

poroznih i propusnih proslojaka nepropusnih zona postotka gline prisutne u stijeni elektrinog otpora vode u poroznoj formaciji Mjereni elektrini potencijal u velikoj mjeri ovisi o kvaliteti vode koritenoj pri

buenju. U sluajevima kada tekuina koritena pri buenju ima manji salinitet nego

voda u poroznoj formaciji (est sluaj u praksi) dolazi do stvaranja elektrinog

potencijala (odnosno polarizacije) prouzrokovanog elektrinim silama elektrokemijskog i

elektrokinetikog porijekla. Zabiljeena razlika potencijala, u stvari, ovisi o razlici

saliniteta izmeu vode u poroznoj formaciji i vode koritene pri buenju.

33

NM

+-20 mV

GLINA

GLINA

PIJESAK

Slika 2.17 Princip mjerenja razlike potencijala

Slika 2.18 prikazuje raspodjelu potencijala za sluaj glinene zone i zone pijeska.

Pozitivni potencijal formira se uz stjenku buotine nasuprot zoni gline, dok se negativni

potencijal formira nasuprot zone pijeska. Zapis na lijevoj strani slike 2.18 se dobije

pomicanjem elektrode u buotini. Primjer pokazan na slici 2.18 je za sluaj > , tj.

kada je otpor tekuine u buotini vei od otpora vode u poroznoj formaciji.

tR vR

Oblik i veliina zapisa razlike potencijala ovisi o vie faktora, a meu najvanijima

su:

odnos elektrinog otpora vode u poroznoj formaciji i vode u buotini - > , voda u poroznoj sredini ima vei salinitet nego voda u buotini

(slika 2.18). Nagib zapisa prema negativnom potencijalu pokazuje

prisustvo poroznih zona. Vea razlika saliniteta rezultira veim nagibom

zapisa potencijala.

tR vR

- , otpor vode u buotini slian je otporu vode u formaciji. Zapis

razlike

vt RR =

potencijala postaje ravan i nije mogue identificirati porozne zone ili zone

gline.

- < , voda u formaciji ima manji salinitet od vode u buotini. Zapis

tada izgleda suprotan od onoga na slici 2.18. Kationi se formiraju uz vie

poroznu zonu (npr. zone pijeska) dok se anioni formiraju uz manje

propusne proslojke (npr. zone gline).

tR vR

34

utjecaj debljine poroznog sloja - Kod jako tankih poroznih proslojaka, zapis razlike potencijala postaje

uzak i statiki potencijal se tee uspostavlja.

utjecaj odreenih minerala - Neki minerali, kao sulfidi i grafiti, mogu prouzrokovati anomalije zapisa

razlike potencijala.

Do sada navedena mjerenja, zasnovana na vodljivosti i otporu elektrinog toka,

korisna su za procjenu poroziteta, permeabiliteta i debljine slojeva istraivane porozne

sredine. Te su informacije vrlo vane graevinskom inenjeru u odlukama pri

projektiranju i izvoenju objekata.

Permeabilitet se moe procijeniti iz mjerenja razlike potencijala odnosno nagiba mjernog zapisa kada dolazi do prijelaza na zonu s jaim permeabilitetom. Takoer, u

sluaju kada kratko normalno, dugo normalno i lateralno sondiranje daju sline

vrijednosti otpora, oznaavaju da nema jake zone penetrirane tekuine iz buotine te da

se radi o zoni porozne sredine koja ima vrlo mali permeabilitet.

Slika 2.18. Raspodjela potencijala u poroznoj sredini

Porozitet se moe kvantificirati iz mjerenja elektrinog otpora i to najee koritenjem kratke normalne sonde. Za poroznu formaciju koja u sebi sadri penetriranu

tekuinu iz buotine, koristi se slijedei izraz:

35

0

20 R

FRS t= (2.26)

Ako se pretpostavi da faktor formacije 21 =F , izraz za porozitet tada postaje

00

1RR

St= (2.27)

gdje je najee jedan u formaciji potpuno zasienoj s tekuinom iz buotine. Onda

izraz za porozitet postaje

0S

0RRt= . se odredi mjerenjem elektrinog otpora tekuine koja se koristi pri buenju zdenca dok se dobije iz zapisa mjerenja

elektrinog otpora kratke normalne sonde.

tR

0R

2.2.7. Geoelektrino sondiranje i profiliranje

Geoelektrino sondiranje

Geoelektrino sondiranje je metoda kod koje se koristi raspored s etiri elektrode,

tako da se struja uvodi u tlo preko dvije strujne elektroda (AB), a izmeu dvije mjerne

elektrode (MN) mjeri se razlika potencijala nastala proputanjem struje kroz tlo.

Elektrini tok istosmjerne struje generira se u jednoj toki. Elektrini potencijal se mjeri

izmeu druge dvije elektrode. Podaci mjerenja odnose se na centralnu toku.

Postupnim udaljavanjem strujnih elektroda od centralne toke, po tono odreenom

pravcu, dubina prodiranja struje se poveava, a samim tim i podaci mjerenja odnose se

na sve dublje horizonte. Razlika potencijala izmeu unutarnjih elektroda (MN) ovisna je

od geoloke grae terena, vlanosti tla, jaine struje koja se proputa kroz tlo i drugo.

Poznavajui elektrini tok i izmjereni potencijal mogue je preko odgovarajuih

jednadbi izraunati elektrini otpor formacije:

IV

LAR =

Slika 2.19. Wennerova metoda

36

U praksi su najee koritene dvije metode za geoelektrina mjerenja sondiranjem:

1. Wenner-ova metoda : sve elektrode se miu (mjerne i strujne)

aNBMNAM === IVaR = 2

2. Schlumberger-ova metoda: miu se samo strujne elektrode A i B.

Slika 2.20. Schlumbergerova metoda

Geoelektrino sondiranje se koristi za:

slojevitost podzemlja (poveavanjem udaljenosti elektroda) tronost stijene, vlanost sistem pukotina te lokacije rasjeda vrlo korisno za odreivanje zaslanjenja podzemlja

Profiliranje

Geoelektrino profiliranje je metoda kod koje se koristi raspored s etiri elektrode. Kroz

dvije se struja uvodi u tlo, a na druge dvije mjeri se razlika potencijala. O razmaku

strujnih elektroda ovisi dubina mjerenja, vei razmak elektroda daje veu dubinu

ispitivanja. Podaci ispitivanja odnose se na centralnu toku postava elektroda. Razmak

meu elektrodama je konstantan (tj. istrauje se uvijek istim dubinskim zahvatom), a

mijenja se mikrolokacija mjerenja po tono odreenom pravcu. Crtaju se izolinije otpora

te se time odreuju:

podzemni kanali i zone jae zaslanjenosti zone s veim primjesama gline detekcija kakvoe nepropusnog tepiha (npr. u zoni deponija)

37

2.3. Snimanja u buotinama

2.3.1. Nuklearno logiranje

Mjerenje radioaktivnosti se vrlo esto koristi u geofizikim istraivanjima. Nuklearno

logiranje ima izrazitu prednost zbog mogunosti koritenja u zdencima ije su stjenke

obloene. Tri najea naina mjerenja su: mjerenje gama zraka (mjerenje prirodne

radioaktivnosti), mjerenje gama-gama zraenja (mjerenje inducirane radioaktivnosti ili

gustoe porozne formacije) i mjerenje inducirane radioaktivnosti putem neutrona.

Prije upoznavanja s osnovnim principima nuklearnih zapisa u geofizici, potrebno je

dati samo kratki osvrt na osnovne principe strukture atoma. Atom je predstavljen s

centralnom jezgrom (nukleus) koja se sastoji od pozitivno nabijenih protona i

neutrona koji imaju neutralni elektrini naboj. Elektroni s negativnim nabojem kreu se

po putanjama oko atomske jezgre.

Slika 2. 21. Graa atoma

Broj atomske mase, , zbroj je protona i neutrona koji se nalaze u jezgri, a atomski

broj, , predstavlja broj elektrona koji se okreu oko jezgre. Dakle, za jedan elektrino

neutralni atom (broj elektrona jednak je broju protona), atomski broj oznaava ujedno i

broj elektrona i broj protona. Prema dogovoru se broj atomske mase pie kao

eksponent , a atomski broj kao indeks. Na primjer, oznaka za ugljik, , oznaava 6

elektrona oko jezgre koja ima 6 protona i 6 neutrona ( elektrino neutralna atomska

struktura):

A

Z

C126

neutronaprotonaelektrona

AZ CCC

666

126Ugljik,

+=

38

Veina elemenata u prirodi postoji u formama raznih izotopa. Svi izotopi jednog

elementa imaju isti atomski broj, a razlikuju se u broju atomske mase odnosno broju

neutrona. Za primjer moe se navesti prirodni uran sa svoja tri izotopa:

. Neki izotopi su stabilni (nema reakcija), a neki su radioaktivni (dolazi

do dezintegracija). Prirodna radioaktivnost se manifestira spontanom emisijom razliitih

estica iz jezgre. To esto rezultira dezintegracijom jezgre, odnosno njenom

transformacijom u nove jezgre koje opet mogu biti stabilne ili nastaviti dezintegraciju.

Takvim procesima poznatima pod nazivom radioaktivna serija (lanana reakcija)

formira se lanac elementa koji su startali od iste forme atoma.

UUU 2389223592

23492 i,

Slika 2.22.

Radijacija moe biti u formi alfa zraenja, beta zraenja i gama zraenja. Alfa zrake

se sastoje od jezgri helija, , karakterizira ih slaba penetracija i mala snaga. Beta

zrake se sastoje od brzih elektrona, slabe su penetracije, a mogu se zaustaviti s

nekoliko "mm" aluminija. Za razliku od alfa i beta zraka, gama zrake imaju stotinu puta

jau snagu penetracije. Gama zraenje je u formi fotona s jakom energijom. To je

radijacija koja se koristi u nuklearnom mjerenju. Gama zrake imaju odreenu energiju

emisije koja se izraava u milionima elektron volti [

He42

MeV ]. Za svaki radioaktivni element, broj atoma koji odumire u vremenu, t, moe se prikazati izrazom:

= tNN 2lnexp0

pri emu je broj atoma prisutan u trenutku 0N 0=t , N je broj atoma u trenutku , a t predstavlja tzv. vrijeme polu-raspada.

39

vrijeme

N0

N0/2

w

Slika 2.23

Drugim rijeima, , je vrijeme potrebno da se poetni broj atoma reducira na pola te se esto naziva u literaturi kao konstanta polu-raspada. Neki radioaktivni izotopi imaju

vrijeme polu-raspada vrlo kratko i s vremenom potpuno nestaju, dok neki imaju vrlo

dugo vrijeme polu-raspada koje moe iznositi i milijune godina. Razliite vrste stijena

imaju razliiti stupanj radioaktivnosti to se moe vidjeti u tablici 2.2.

RADIOAKTIVNOST STIJENA Mala

radioaktivnosti Srednja

radioaktivnosti Jaka

radioaktivnosti

vapnenci pjeenjaci granitne i bazaltne

dolomiti formacije pijeska pjeenjaci bogati mineralima urana i

torija

veina glina

Tablica 2.2.

Radioaktivnost stijena mjeri se detektorom (sl. 2.24). Volumen mjerenja je kugla s

centrom na detektoru iji volumen generira 99 % prirodnog zraenja. Radijus ovisi o

formaciji, a pogotovo o gustoi stijene (vea gustoa - radijus manji).

40

Slika 2.24 Ureaj za mjerenje radioaktivnosti stijena

2.3.2. Mjerenje gama zraenja

Ovo je najjednostavniji nuklearni zapis u geofizici i temelji se na mjerenju prirodne

radioaktivnosti porozne formacije. Zapis s mjerenjem gama zraka, koristan je pri

litolokom opisu porozne sredine te lociranju glinenih proslojaka u podzemlju, koji esto

oznaavaju granice vodonosnih slojeva.

Veina izotopa je radioaktivna, meutim samo tri izotopa su vana u prirodnoj emisiji

gama zraenja koje dolazi od raznih stijena i minerala. Ostali izotop su rijetki i vrlo

nestabilni. U geofizikim istraivanjima koriste se:

Uran, - emitira gama zraenje do 2.446 ; u Zemljinoj kori se nalazi u koncentraciji 2 do 3 ppm (mg l

U23892 MeV-1)

Torij, - emitira gama zraenje do 2.6 ; nalazi se u koncentraciji od 8 do 12 ppm

Th232 MeV

Kalij (Potaa- vrsta kalijevog karbonata) K40 - nalazi se u znatnim koliinama u stijenama - oko 3 ppm. Energija zraenja je relativno mala i iznosi oko 1.46

MeV

Slika 2.25. pokazuje tipinu skicu jednog ureaja za mjerenje gama zraenja, te njegov

zapis, koji na razlici mjerenja zraenja identificira odreene proslojke u poroznoj

formaciji.

41

R0

Detektor

Radioaktivna sredina

0

R

0

R

R

0

R

krug utjecaja

Slika 2.25. Mjerenje gama zraenje sa zapisom

Fotoelektrini efekt Fotoelektrini efekt nastaje kada gama zraka ( energije ispod 1 MeV) prolazei kroz tvar

pogodi jedan elektron iz orbite atoma i preda mu svu svoju energiju. Samim time zraka

prestane postojati, a elektron biva izbaen iz elektronskog omotaa. Razlika izmeu

energije zraenja i energije kojom je dotini elektron vezan za jezgru posluit e tom

elektronu za kretanje kroz tvari. Elektron izbaen na ovaj nain naziva se fotoelektron.

Fotoelektrini efekt karakteristian je za gama zrake niske energije (ispod 1MeV).

Gama zraka

E < 0.1 MeV

Fotoelektron

Slika 2.26 Fotoelektrini efekt

Compton efekt Compton efekt je karakteristian za gama zrake srednje energije (oko 1MeV). Pri

ovome procesu kvant gama zraka udari u elektron i predaje mu dio svoje energije i

koliine gibanja. Pri tome elektron izleti iz atoma, a gama zraka nastavlja svoj put u

promijenjenom smjeru i sa smanjenom energijom. Osloboeni elektron se kree i

ionizira okolnu tvar.

42

Ulazna gama zraka

E = 0.1 - 1 MeV

Rasprena gama zraka

Elektron

Slika 2.27 Compton efekt

Dvostruki efekt ("Pair production") proizvodnja ionskih parova Proizvodnja ionskih parova se moe zbiti samo ako zraka s najmanje 1.02MeV (dva

puta vea energija od energije mirovanja elektrona) proe blizu ili kroz elektrino polje

jezgre atoma. Gama zraka proavi kroz polje prestaje postojati, pretvorivi se u par

elektron - pozitron. Ukoliko dva novonastala elektrona posjeduju energiju za kretanje,

oni e se kretati, sudarati s molekulama i elektronima i ionizirati tvar. Kad izgubi

kinetiku energiju elektron e se prihvatiti za atom pa e atom postati negativan ion.

Pozitron (pozitivno nabijeni elektron) e se i situaciji da nema kinetike energije, spojiti

s najbliim elektronom u orbiti atoma. Nestavi i proton i elektron otpustit e se 2 kvanta

gama zraenja.

Gama zraka

e+ pozitron

e- elektron

E > 1.0 MeV

Slika 2.28 Dvostruki efekt

43

2.3.3. Mjerenje gama-gama zraenja ili zapisi gustoe formacije

Za razliku od mjerenja prirodnog gama-zraenja, gama-gama mjerenje zasniva se

na induciranom zraenju, odnosno mjerenju interakcije izmeu inducirane radijacije i

atoma u poroznoj sredini koji su izloeni radioaktivnom bombardiranju. Glavna svrha

ovog geofizikog zapisa procjena je totalne gustoe formacije to kasnije olakava

procjenu samog poroziteta.

Samo mjerenje se vri pomou ureaja skiciranog na slici 2.29. Koristei tokasti

izvor radijacije (najee kobalt - 60 ili cezij - 137) porozna formacija se bombardira

gama zrakama energije u rasponu od 0.1 - 1.0 . Prolazei kroz porozni materijal

gama zrake se priguuju ovisno o tipu i atomskom broju radioaktivnih elemenata na

poroznom materijalu. Intenzitet gama zraenja registriran na detektoru proporcionalan

je totalnoj gustoi formacije. Mjerenje gama-gama zraenja u naftnoj industriji zapisano

je izravno u jedinicama

MeV

3cmg , dok se u hidrogeologiji koristi jedinica cps (counts per

second).

Detektor

Izvor

Opruga 25 cm (najcece) - 80 cm

Slika 2.29. Mjerenje gama-gama zraenja

Poveanje cps odgovara smanjenju gustoe porozne sredine. Gama zraenjem se

moe vrlo precizno detektirati nivo podzemne vode takoer obzirom na izrazitu razliku u

gustoi vode i poroznog materijala. Nivo podzemne vode odgovara otroj promjeni u

gustoi budui da se, ulaskom instrumenta u zasienu formaciju, totalna gustoa

poveava, dakle detektirana radijacija priguuje (manji cps). (gustoa vode je 1.0 g/cm3,

gustoa pjeenjaka je 2.65 g/cm3 )

Totalna gustoa mjerenog uzorka porozne sredine jednaka je zbroju gustoa svih

sastojaka unutar uzorka (npr. voda i stijena) pomnoenih s postotkom uea u

totalnom volumenu uzorka. Dakle, za uzorak mjeren gama-gama zraenjem koji se

44

sastoji od jedne vrste materijala i vode, slijedea relacija se koristi za procjenu

poroziteta:

( ) mtb += 1 (2.28) gdje m oznaava gustou vrste faze (stijena), t je gustoa vode u poroznoj formaciji,

b je prostorna gustoa

VM detektirana gama-gama zraenjem i oznaava

porozitet. Iz gornjeg izraza proizlazi porozitet kao funkcija gustoe:

tekucine gustoca- zrna gustoca

gustoca prostorna - zrna gustoca==

tm

bm

(2.29)

U sluaju da se porozna formacija sastoji od vie materijala razliite mineraloke

strukture (pogotovo ako sadri proslojke gline), gornji izraz (2.29) za totalnu gustou se

proiruje dodatnim lanovima koji predstavljaju komponente prisutnog materijala u

mjerenom uzorku:

...2211 +++= tb =i proporcija volumena za komponenti i =i gustoa komponente i

Mjerenjem priguenja izmeu poznate radijacije na izvoru i registracije radijacije na

detektoru, b , se moe procijeniti: ( )xmektor dII = exp0det bm Gdje predstavlja radijaciju na izvoru, 0I m koeficijent apsorpcije mase, a udaljenost detektora od izvora.

xd

Pr. U gustim formacijama fotoni e imati puno kolizija s atomima formacije prije nego

dou do detektora; bit e jako prigueni. To znai slijedee:

Velika apsorpcija mase Velika gustoa amanji porozitet Mali cps Velika gustoa

Za inenjersku praksu vano je napomenuti da gama-gama zapis omoguava dobru

procjenu litologije porozne sredine iz mjerenja gustoe to moe biti vrlo korisna

informacija za temeljenje hidrotehnikih graevina. Gama-gama zapis iz buotine moe

se koristiti za procjenu poroziteta te detekcije nivoa podzemne vode.

45

2.3.4. Mjerenje emisije neutrona

Geofiziki zapis mjerenja emisije neutrona takoer spada u nuklearne zapise koji se

vre induciranjem radioaktivnosti unutar buotine. Elementarne estice, neutroni,

nastaju pri dezintegraciji atoma. Mjerenje emisije neutrona registrira koliinu vodika u

poroznoj formaciji. Za vrijeme mjerenja porozni medij je bombardiran vrlo brzim

neutronima (10000 km/s) koji imaju energiju u rasponu od 4 do 6 . Izvor radijacije

kontinuirano emitira brze neutrone u svim smjerovima. Distribucija neutrona je u obliku

kugle u kojoj energija i broj neutrona opadaju s udaljenou od izvora. Brzi neutroni

udaraju u atomske jezgre elemenata na poroznoj sredini i gube energiju i brzinu

emisije. Neutroni koji su usporeni sukcesivnim kolizijama imaju energiju od 0.1 do 100

te ulaze u toplinsko stanje koje se biljei na detektoru mjernog instrumenta (sl.

2.30). Detektor u hidrogeolokim aplikacijama je broja osjetljiv na termalne neutrone i

zapisuje neutrone usporene kolizijama s atomskim jezgrama vodika. Takav zapis je

mjerodavan za koncentraciju vodikovih atoma u poroznoj formaciji. Gustoa termalnih

neutrona varira ovisno o udaljenosti od izvora i broju vodikovih atoma koji su prisutni u

poroznoj sredini.

MeV

eV

Detektor

Izvor

Termalni neutroni

Brzi neutroni

30 cm

Slika 2.30 Ureaj za mjerenje emisije neutrona

Kako je u stijeni i drugim poroznim materijalima vodik prvenstveno prisutan u vodi i

ugljikohidratima, mjerenjem koliine vodika mogua je procjena poroziteta i stupnja

zasienja u poroznom mediju. Neutronski zapis vrlo dobro registrira plutajue proslojke

vode. Prilikom prolaska kroz takve slojeve poveava se naglo koncentracija vodika,

odnosno opada kad instrument naputa tu zonu. Pretpostavka neutronskog zapisa je

da kompletan vodik dolazi iz vode.

46

Meutim kako mnogi minerali takoer sadre vodik interpretacija i analiza mjerenja

emisije neutrona nije lagan zadatak u geofizici.

Slika 2.30 pokazuje skicu izvora i detektora na mjernom instrumentu. Broj termalnih

neutrona koji se registrira na detektoru obrnuto je proporcionalan koncentraciji vodika u

poroznom mediju. Vodik prisutan u poroznoj sredini koji sudjeluje u priguenju

induciranih neutrona je uglavnom u vodi, tako da poveanje koliine vodika odgovara

poveanju poroziteta. U naftnoj industriji, geofizika istraivanja, putem zapisa emisije

neutrona, su automatski kalibrirana u jedinicama za porozitet, dok je u hidrogeologiji

zapis dan u cps ( poveanjem cps smanjuje se porozitet).

Mjerenje emisije neutrona korisna je tehnika geofizikog istraivanja koja moe

dosta precizno pokazati poloaj plutajue vode u podzemlju (identificirati proslojke s

vodom). Vano je imati na umu da porozitet procijenjen koritenjem zapisa emisije

neutrona pretpostavlja da kompletan vodik dolazi iz prisustva vode u poroznoj formaciji.

Ukoliko to nije sluaj, potrebno je poznavati odnos ostalih primjesa porozne sredine

koje sadre vodik kako bi se ostvarila pouzdana procjena poroziteta. Na primjer,

prisustvo glinenih proslojaka (ili nekih drugih minerala) esto sadri takoer vodik i

rezultira u procjenjivanju poroziteta. Iako prisustvo drugih, vodikom bogatih struktura, u

podzemlju, moe negativno utjecati na pouzdanost procjene poroziteta, dotle sama

mogunost identifikacije takvih proslojaka, omoguava bolji litoloki zapis.

2.2.5. Drugi geofiziki zapisi

Neki geofiziki zapisi u istraivanjima podzemlja nisu esto prisutni u klasinom

geofizikom istraivanju, ali u svojoj namjeni mogu biti korisni za inenjerska

odluivanja, kako u projektiranju, tako i u samoj fazi izgradnje. Njihova korisnost se

uvijek povezuje s drugim geofizikim istraivanjima gdje daju dodatne informacije

potrebne za pravilniju interpretaciju mjerenja.

Mjerenje dijametra buotine (caliper log) Premda esto zanemareno, mjerenje dijametra buotine, u praksi moe predstavljati

vrlo vaan podatak. Iz prijanjih sekcija je vidljivo kako mnoga mjerenja trebaju biti

korigirana ili dodatno kalibrirana u sluaju promjene dijametra buotine.

Mogunost pravilne korekcije zahtjeva postojanje kontinuiranog zapisa o dijametru

buotine. Dijametar buotine se mijenja kao rezultat: promjene tehnike buenja,

erodiranja stjenke buotine, bubrenja glinenih proslojaka ili formiranja sloja na stjenci

buotine kao rezultat akumuliranja estica iz tekuine koritene pri buenju. Promjena

47

dijametara buotine zapisuje se najee u centimetrima. Zapis dijametra buotine je

koristan i vrlo vaan za korekcije i kalibracije ostalih geofizikih zapisa.

Slika 2.31

Mjerenje temperature Mjerenje varijacije temperature u buotini takoer spada u pomone geofizike

zapise koji se primarno koriste kao korekcija za zapise elektrinog otpora i potencijala.

Dvije vrste temperaturnih mjerenja su mogua. Kontinuirani zapis temperature

koritenjem senzora koji se sputa u buotinu li zapis temperaturnog gradijenta

koritenjem dva senzora. U drugom sluaju, zapis se zove diferencijalni zapis

temperature.

Temperatura podzemne vode openito se poveava s dubinom. U prosjeku

poveanje od 1 C za svakih 30 m zove se geotermalni stupanj koji inae varira od

mjesta do mjesta i ovisi o tipu porozne formacije. Pri buenju istrane buotine,

temperatura (zbog cirkulacije tekuine buenja) stoji konstantna po vertikali. Nakon

buenja, voda u buotini poinje ekvilibrirati na osnovu temperature porozne formacije

48

te se formira geotermalni gradijent. Dakle, temperatura se poveava s dubinom. Slika

2.32 pokazuje zapis temperature te mogua zapaanja s mjerenjem temperature.

Temperaturna mjerenja u buotini su potencijalno korisna u identifikaciji infiltracije i

prihranjivanja s povrine te u korekciji mjerenja elektrinog otpora koji se mijenja s

temperaturnim razlikama. Mjerenja temperature se, takoer, mogu vrti ubacivanjem

tople ili hladne vode u buotinu, a zapisi temperature mogu se dobiti u razliitim

vremenima poslije ubacivanja. Tim se eksperimentima, mogu utvrditi porozne zone u

buotini, kao i potencijalna komunikacija po vertikali izmeu razliitih proslojaka u

podzemnoj sredini.

Slika 2.32. Temperaturni zapis

Mjerenje zvunog signala (borehole televiewer) Zapis mjerenja zvunog signala u buotini zasniva se na transmisiji zvunih pulsova,

te mjerenju njihove refleksije od stjenke buotine. Sam instrument sastoji se od

rotirajueg dijela koji emitira oko 1500 pulsova zvuka u sekundi. Slika 2.33 pokazuje

skicu mjernog instrumenta i zapis koji registrira postojanje pukotine u poroznoj sredini.

Mjerenje zvunog signala u buotini je vrlo korisno u identifikaciji poloaja pukotina,

njihovom nagibu, gustoi te veliini otvora. to je vra stijena i buotina pravog

cilindrinog oblika to je vea amplituda reflektiranog zvunog signala. Pukotine u stijeni

znaajno reduciraju amplitudu reflektiranog zvunog signala i u zapisu (vidi sliku 2.34.)

imaju sinusoidalni oblik.

49

Slika 2.33. Mjerenje zvunog signala

Slika 2.34. Skica zvunog zapisa

2.2.6. Zakljuna zapaanja

U ovoj sekciji prikazan je relativno kratak opis geofizikih mjerenja u podzemlju, s

namjerom da se dotaknu osnovni principi mjerenja i interpretacija zapisa koju

graevinski inenjer moe koristiti u projektiranju i izvoenju objekata. Sigurno je da

postoje mnogi aspekti geofizikih mjerenja (pogotovo novija instrumentacija) koji nisu

50

dotaknuti u ovom tekstu i za njihovo razumijevanje je potrebno koristiti druge izvore

informacija, te konzultirati strunjake u geofizici.

Ono to je vano za jednog graevinskog inenjera je razumijevanje principa

mjerenja te kako interpretirati geofiziki zapis da bi se dolo do informacija koje su

izravno primjenjive u praksi. Tvrtke koje nude usluge u geofizikim istraivanjima esto

ne nude kompletnu interpretaciju jer nemaju kompletan uvid u konan cilj i zato je

zadaa graevinskog inenjera, sposobnost da, uz pomo geofiziara, maksimalno

iskoristi i obradi prikupljene podatke.

Svako individualno geofiziko mjerenje, samo za sebe, ne daje potpunu informaciju,

ali povezano s nizom drugih mjerenja u skup geofizikih zapisa, predstavlja vrlo vaan

izvor informacija i poveava nae razumijevanje podzemlja.

Slika 2.35. Stvarni zapis (Shoal site, Nevada, USA)

51

3. Geoloka istraivanja

Geoloka istraivanja izravno su povezana s geofizikom i danas se praktiki zajedno

obavljaju. Teko je ponuditi dobar geoloki model podzemlja bez interpretacije

geofizikih mjerenja. Meutim, vrijedi i obrnuto, nije lako ponuditi kvalitetnu

interpretaciju geofizikih mjerenja bez poznavanja osnovnih geolokih procesa

deponiranja, te vremenskog nastojanja odreenih podzemnih formacija. Istraivanja

podzemlja najee se provode za potrebe izgradnje pa sudjelovanje graevinskog

inenjera predstavlja treu kariku u lancu koji vodi uspjenoj izgradnji graevinskih

objekata. Stoga je vano jo se jednom podsjetiti osnovnih principa geolokog

nastajanja i formiranja stijena i njihovih produkata.

Vrsta i raspodjela vodonosnih i vodonepropusnih slojeva u geolokom sistemu je

kontrolirana litologijom, stratigrafijom i strukturom naslaganog materijala. Litologija je

fizikalni opis porozne formacije koji u sebi sadri prikaz mineralne kompozicije, veliinu i

pakiranje zrnatog materijala. Stratigrafija opisuje geometrijsku relaciju, te starosnu

razliku izmeu razliitih zona, proslojaka i ostalih identificiranih segmenata u geolokom

sistemu. Ostale odlike strukture geolokih formacija, kao to su pukotine, rasjedi i druga

boranja, takoer su geometrijske karakteristike najee nastale kroz procese

formiranja i kristalizacije stijena i njihovih produkata. Litologija, stratigrafija, te

strukturalne karakteristike, osnova su za kvalitetan opis distribucije vodonosnih i

vodonepropusnih slojeva.

3.1. Aluvij

Aluvijalni materijali mogu se nai u skoro svim regijama. Oni su vrlo vani izvori za

vodoopskrbu iz podzemlja. Aluvij spada u nekonsolidirane formacije koje su s

vremenom deponirale ljunak, pijesak i sitnu prainu s primjesama gline. To su

materijali koji su se taloili fizikalnim procesima uz korita rijeka i na prostorima rijenih

inundacija.

Uslijed stalnog pomicanja (meandriranja) korita rijeka te promjenama brzina

deponiranja, aluvijalni depoziti imaju veliku varijabilnost teksture materijala koja se

odmah odraava na heterogenost hidraulikih karakteristika iji toni opis je preduvjet

za kvalitetan opis protoka i pronosa materijala kroz poroznu sredinu. Kao rezultat toga,

projektiranje i izvoenje hidrotehnikih objekata u podzemlju takoer postaje funkcija

kvalitetnog opisa geoloke heterogenosti.

52

Slika 3.1 Shematski dijagram hidraulike provodljivosti obzirom na dubinu, za relativno

homogen pjeenjaki vodonosnik

Veliki broj testova hidraulike vodljivosti obavljen je u aluvijalnim formacijama i

pokazao je da se varijacija u vodljivosti kree vie od 20 do 30 puta. Ovakva

heterogenost u poroznoj sredini primarno je rezultat razliite distribucije veliine zrnatog

materijala te individualnih slojeva formiranih u procesu nastajanja kroz geoloke epohe.

3.2. Taloenje vjetrom

Materijali koji su transportirani i deponirani vjetrom primarno se sastoje od pijeska i

finog praha. To su formacije u podrujima gdje su male oborine i gdje se nalazi dovoljno

pijeska za transport vjetrom. Pjeane dine su primjeri takvih vrsta deponiranja. U

sjevernoj Americi postoje formacije pjeane praine koja formira depozite, tzv. prapor

ili les, koji se nalaze plitko u podzemlju. Zbog primjesa gline i kalcijevog karbonata, ti

slojevi su srednje kohezivni i imaju porozitet oko 40-50 %, dok im se provodljivost kree

od [ ]sm75 1010 . 53

3.3. Taloenje ledom

Sjeverni dijelovi USA, Kanada, te sjeverna Europa ima geoloke formacije koje su

nastale od kontinentalnih ledenjaka. Najee su to formacije od ledenih sedimenata

koje u sebi sadre primjese pijeska, pjeane praine, te gline. Takve formacije, tzv.

ledeni pokrovi su vodonosni slojevi ako u sebi nemaju vee koliine praine i gline. U

protivnom im moe naglo opasti provodljivost (sluaj sa Sjevernom Amerikom).

3.4. Sedimentne stijene 3.4.1.Pjeenjake stijene Pjeenjaci predstavljaju oko 25% sedimentnih stijena. U mnogim zemljama

pjeenjake stijene su vodonosni slojevi bogati vodom i predstavljaju glavne izvore

vodoopskrbe iz podzemnih rezervi. Raspodjela hidraulike vodljivosti u pjeenjacima,

veoma je bitna za pravilnu procjenu izdanosti vodonosnih slojeva, kao i za

odgovarajuu konstrukciju zdenaca. Testovi permeabiliteta izvedeni na kolonama

pjeenjaka pokazuju veliku heterogenost koja lokalno moe iznositi 10-10