1

U N I V E R Z I T E T U T U Z L IRUDARSKO-GEOLOŠKO-GRAĐEVINSKI

FAKULTET U TUZLI

P R I M J E NJ E N A G E O F I Z I KA

Tuzla, 2005/06 godin

2

U V O D

Pod geofizikom se podrazumjeva naučna i tehnička discilina koja istražuje fizička polja zemlje (litosfere i hidrosfere) kao i svemira. Primjenjena geofizika se bavi istraživanjem sastava i sturkture zemljine kore radi pronalaženja raznih mineralnih sirovina (nafta, željezo, kamena so, ugalj, voda, građevinski materijal).

Inženjerska geofizika izučava, sastav, građu i fizička svojstva i stanja sredina na kojima će se realizovati određeni radovi na stijeni ili tlu. Geofizičke metode zasnivaju se na postojanju određenih fizičkih svojstava stijene ili tla koja se mogu izmjeriti : elastičnost – seizmičke metode , električna provodljivost – geoelektrične metode, magnetičnost – geomagnetne metode, gustina ili zapreminska masa – gravimetrijske metode, radioaktivnost – radioaktivne metode, toplotna provodljivost – geotermalne metode.

Što je razlika u pojedinim fizičkim osbinama po dubini ili po profilu veća to je uspješnija primjena geofizičkih metoda. Geofizika se koristi u svim oblastima geologije, hidrogeologije, geotehnike, mehanike tla, mehanike stijena, urbanističkog planiranja ili projektovanja, rudarstva, miniranja.

Prednost geofizičkih metoda u odnosu na sve druge metode istraživanja je u brzini, efikasnosti i ekonomičnosti.Geofizičke metode spadaju u takozvane ne destruktivne pa se mogu koristiti u više ponavljanja, u svim fazama istraživanja i rada na ili u stijeni i tlu.

Seizmika se bavi istraživanjima provođenja takozvanih seizmičkih talasa kroz zemlju. Provođenje seizmičkih talasa zasniva se na elastičnim svojstvima tla ili stijene kroz koju talas prolazi. Kod provođenja javljaju se veoma male deformacije tla ili stijene pa se kompletno prostiranje talasa može posmatrati u duhu Hukovog zakona (Hook). Talas može biti proizveden prirodno (zemljotres) ili vještački udarom predmeta o tlo ili stijenu, aktivirajem eksploziva, radom mašina, djelovanjem saobraćaja itd.

HUKOV ZAKON

Svako tijelo se opire sabijanju ili kompresiji i istezanju ili dilataciji. Ako na neko tijelo djelujemo silom doći će do deformacije, a

3

nakon prestanka djelovanja sile tijelo će se vratiti u svoj prvobitni položaj i oblik. Za takvo tijelo kažemo da je idealno elastično i da se ponaša po Hukovom zakonu.

l – dužina (cm) d – prečnik (cm) F - sila (N)

neimenovan broj (podužna diletacija)

neimenovan broj (poprečna diletacija)

S – jedinica površine (mm2), (cm2), (m2)

se zove i relativna deformacija

apsolutna deformacija

[ mehanički napon elastično deformisanog tijela proporcionalan je

relativnoj deformaciji ]

Djelovanje sile F na jedinicu površine S daje nam napon.

4

; Napon izaziva naprezanje u tijelu i označava se

također sa i ima istu jedinicu kao i σ.

Po Hukovom zakonu svakom djelovanju napona odgovara podužna dilatacija tj. izduženje tijela kod zatezanja i skračenje tijela kod pritiska pa je

Mehanički napon je proporcionalan relativnoj deformaciji.

E – predstavlja modul elastičnosti tijela koje je podvrgnuto naprezanju.

Ima dimenziju isto kao σ a to je .

Često se relativna podužna dilatacija označava sa ε ili εl ili εp .

POASONOV KOEFICIJENT (ν)

Kod djelovanja sile F na neko tijelo doći će do izduženja ili sabijanja s tim da će se ostvariti i boćna dilatacija i podužna dilatacija. Odnos bočne i uzdužne dilatacije posmatrao je Poason i dao svoju konstantu koju najčešće oznaćavamo sa (ν)....................................................******

εd = relativna poprečna deformacija εl = relativna podužna deformacija

5

[ ] - neimenovan broj bez dimenzije 0,05<υ<0,45

Poasonov koeficijent najčešće varira od 0,05 do 0,45. Za krečnjak, granit i beton iznosi 0,25. Poasonov koeficient ne može biti veći od 0,5.

Recipročna vrijednost Poasonovog koeficijenta predstavlja Poasonov

broj koji se označava sa (m). m =

Poasonov koeficijent se može izračunati i iz brzina talasa :

1) Uzdužni ili longitudinalni Vp ( )

2) Poprečnih ili transverzalnih Vs ( )

Poasonov koeficijent je bezdimenzionalna vrijenost. Jungov modul E i Poasonov koeficijent dovoljno tačno definišu elastična svojstva homogene, izotropne, čvrste sredine.

MODUL SMICANJA (G)

Pored sabijanja ili kompresije i istezanja ili diletacije moguća je i deformacija smicanja. Ako na neko tijelo djeluje neka sila F kao konstanta tada će površina S tada će površina S da se deformiše u pravcu djelovanja sile F bez promjene zapremine pa je napon smicanja :

Koeficijent G nazivamo modul smicanja kao i modul elastićnosti kod pritiska i zatezanja te je i relativna deformacija smicanja slično kao kod pritiska i zatezanja.

6

G = ; ; (Pascal) ; k = tg =

k – relativno smicanje - ugao smicanja

Kao i Jungov modul E i modul smicanja G zavisi od fizičkih osobina sredine a ne od veličine i oblika . Jungov modul i modul smicanja G imajuiste jedinice.

ZAPREMINSKI MODUL (k)

Ako imamo tijelo kome se pod djelovanjem sile F smanjuje zapremina V za iznos ∆V tada ovu promjenu definiše zapreminski modul :

; ; (Pascal) ;

Jedinice za zapreminski modul je ista kao kod modula eklastičnosti E i modula smicanja G.

LAMEOVI KOEFICIJENTI ( , )

7

Za čvrste homogene izotropne sredine, postoje takozvane Lameove konstante koje definišu elastična svojstva sredine. Brzina protiranja uzdužnih talasa je :

Vp = ( ) gdje je :

- gustina materijala kroz koji prolazi talas

Za poprečne talase Vs = ( ) ; Lameovi koeficijenti

Veze između E, , , , k date su u tabeli.

Za Vp i Vs važe relacije koje se mogu izraziti kao :

Vp = ; Vs =

TIPOVI I SVOJSTVA SEIZMIČKIH TALASA

UZDUŽNI – PRIMARNI – LONGITUDINALNI – ELASTIČNI TLASI (VP)

8

Ako na bilo kojem mjestu i na bilo kojem čvrstom tijelu izazovemo "šok" (udarcem, eksplozivom, vibracijom) tijelo će se "pobuditi" odnosno u tijelu će čestice početi da prenose jedna na drugu tu pobudu. Ako posmatramo duž jedne linije tada će doći do prenošenja djelovanja udara duž te linije što izaziva kompresiju i razvlačenje i prenošenje talasa koji se razvija u toj sredini duž te linije. Taj talas nazivamo kompresioni, uzdužni, longitudinalni, primarni, elastični talas.

Brzina prostiranja talasa Vp najčešće se izražava u (m/s) ili (km/s) i predstavlja svojstvo stijene za prenošenje te vrste talasa. Iz predstave elastičnosti, prikazano je da što su elastična svojstva veća to je brzina prenošenja veća. Pravac prostiranja talasa za slučaj tačkastog izvora impulsa sa zonama kompresije i razvlačenja dat je na slici :

Sferno širenje longitudinalnih talasa:

A – zona diletacije B – zona kompresije

Longitdinalni talasi su brži od transverzalnih 1,7 puta. Kod longitudinalnih talasa čestice elastične sredine kroz koju se talas prenosi osiciluju duž pravca prostiranja talasa. Longitudinalni talasi se prostiru kroz sve sredine a transverzalni se ne prostiru kroz zemljano jezgro.

9

POPREČNI-TRANSVERZALNI-SEKUNDARNI-ELASTIČNI TALASI (VS)

Na isti način kao uzdužni, poprečni talasi se javljaju u tijelu tako da mu žele promijeniti oblik jer čestice osciluju okomito na djelovanje "šoka", to jest pravac prostiranja talasa.

deformacija čestica i pravac prostiranja transverzalnog talasa

Oznaka za poprečne talase je Vs (m/s), ili (km/s). Često se Vs nazivaju smičućim talasima.

Vp i Vs se standardno određuju instrumentima za seizmičko profiliranje i instrumenti ih registruju tako što postoje prijemnici za Vp i Vs. Mnogi instrumenti odmah izračunavaju i elastične konstante na bazi vrijednosti gustine koja je karakteristična za pojedine stijenske materijale ( tlo, krečnjak, laporci, ugalj, granit).

POVRŠINSKI TALASI (VR) – REJLIJEVI TALASI –

10

Slično kao kad kamen bacimo u vodu na mjesto "šoka" razvijaju se takozvani površinski talasi. Oscilacije čestica su radijalne ali u vertikanoj ravnini, amplituda talasa sa dubinom vrlo brzo opada. Ovi talasi se još nazivaju i Rejli-jevi talasi po engleskom naučniku Rejliju. Brzina talasa je manja od prostiranja poprečnih talasa ali je njihov udio u "rušilačkom" djelovanju kod zemljotresa veoma značajan.

GEOMETRIJA RASPROSTIRANJA SEIZMIČKIH TALASA

Ako na neku sredinu (tlo ili stijenu) djelujemo udarom doći će do oscilovanja materijalnih čestica što izaziva deformacije u svim pravcima. Kako će se širiti te deformacije zavisi od jačine udara, mjesta udara, elastičnih svojstava stijena. Od mjesta udara svi talasi se šire sferno što stvara takozvani sferni talasni front (isto kad bacimo kamen na mirnu površinu vode). Geometrjisko mjesto tačaka do kojih talas dopire u određenom vremenu naziva se IZOHRONA. Linije koje prolaze kroz mjesto udara i šire se okomito na talasni front nazivaju se SEIZMIČKIM ZRACIMA.

ENERGIJA SEIZMIČKIH TALASA

Da bi se izazvao "šok" ili pobudilo tlo ili stijena potrebno je utrošiti neku energiju (udar čekića, slobodan pad teškog tega, aktiviranje eksploziva, udari platforme koja vibrira). Prostiranje elastičnih talasa se sada posmatra kao proces prostiranja energije od izvora (mjesta pobude) kroz polubeskonačnu sredinu u svim pravcima. Tu energiju prenose elastični ili seizmički talasi. Energija je duž svakog seizmičkog zraka ista za elastičnu sredinu, a različita za diskontinualnu (ispucalu) stijensku masu.Energija seizmičkog zraka (energija koja se prenosi u jednom odabranom pravcu) može se definisati izrazom : E =

- brzina rasprostiranja seizmičkog talasa (uzdužni, poprečni, površinski, zapreminski)

- gustina sredine kroz koju se talas prenosi

11

c – brzina oscilovanja materijalne čestice u tlu ili stijeni

Ako na zapisu seizmičkog talasa imamo i takozvani period oscilovanja (Ti) tada se energija može izračunati iz izraza :

E = ; - period oscilovanja seizmičkog talasa

Na ovaj način se izračunava energija koja se oslobađa zemljotresom. Potres se bilježi na papiru seizmografa gdje se na osnovu T i može izračunati oslobođena energija i razorno dejstvo zemljotresa.

P – uzdužni talas (7 %)S – poprečni talas (26 %)R – površinski talas (67 %)

Procent označava koliko koji talas prenosi energije. Ovo su približne vrijednosti koje zavise od rasipanja energije zbog reflektovanja prelamanja, difrakcije i svih drugih elemenata koji utiću na rasprostiranje seizmičkih talasa. Bitno je primjetiti da uzdužni talasi dolaze prvi jer imaju najveću brzinu a zatim dolaze poprečni talasi i tek na kraju površinski, koji su najrazorniji jer imaju veliku amplitudu.

FIZIČKI ZAKONI I PRINCIPI U SEIZMICI HAJGENSOV PRINCIP Hajgensov princip glasi : Svaka tačka na nadirućem talasnom frontu je izvor novog sfernog talasa. Kada talasni front započinje širenje iz tačke "šoka" tada se u svakoj jedinici vremena na svakoj tački talasnog

12

fronata razvija novi talasni front što omgućava sferno širenje talasa. Hajgensov princip važi za sve vrste seizmičkih talasa, jer je svaka tačka na talasnom frontu izvor novih oscilacija.

Na slici je grafički prikazan Hajgensov princip preko sfernih talasa. Iz tačkastog izvora (0) sferni talas do momenta (t) stigne na udaljenost (R). Svaka tačka na sfernom talasu poluprečnika (R) postaje izvor novih sfernih talasa. Nakon vremena (Δt) sa talasnog fronta poluprečnika (R) u sve pravce stignu sekundarni sferni talasi poluprečnika (r).Poluprečnik (r) dat je izrazom :

r = V ∙ ∆t

V – brzina prostiranja seizmičkih talasa

Znači, nakon vremena (Δt) primarni sferni talas dospije na udaljenost R + r. Trajektorija koja povezuje sve tačke novih pojedinačnih sfernih talasa kazuje, dokle je stigao primarni sferni talasa za vrijeme t + Δt.

UPADNI, ODBIJENI I PRELOMLJENI SEIZMIČKI ZRAK

Kada talas prelazi iz jedne sredine u drugu tada se po zakonima fizike talas može odbiti od kontaktnu površinu, može kretati duž kontaktne površine ili preći u novu sredinu, zavisno od karakteristika sredine. Prema zakonima fizike, uslovi prelamanja i odbijanja se razmatraju za analizu karakteristika radne sredine u pogledu elastičnih i drugih svojstava.

13

Prelamanje na graničnoj površini odvija se po takozvanom Šnelijusovom zakonu. U geofizici taj zakon glasi: sinus upadnog ugla seizmičkog zraka pri prolasku iz jedne elastične sredine u drugu prema sinusu prelomljenog zraka ravan je odnosu brzina prostiranja seizmičkog talasa kroz odgovarajuće sredine (sredina I-V1, sredina II - V2). Kada je ugao preloma jednak 900 odnosno kada talas putuje duž kontaktne ravnine dviju sredina tada ( ) upadnog zraka nazivamo kritičnim uglom i označavamo sa (i), pa je :

sin

Kritični ugao je veoma važan u seizmici jer talas nastavlja putovanje duž kontaktne ravnine, zatim se u svakoj tački po Hajgensovom principu odbija prema površini terena gdje ga možemo registrovati. Također, pošto je svaka tačka izvor novog talasa taj talas putuje i do treće sredine, ponovo na nju ulazi pod kritičnim uglom koji je sada drugačiji od prvog a zatim nastavlja putovanje duž nove kontaktne ravnine. Proces se ponavlja onoliko puta koliko imamo različite sredine koje imaju kontaktne ravnine duž kojih putuje talas. Na Hajgensovom principu i Šnelijusovom zakonu zasnivaju se sva primjenjena seizmička istraživanja.

14

V1 < V2 < V3 < V4

ODBIJENI I PRELOMLJENI TALASNI FRONT

Ako razmatramo talasni front i to kroz 2 zrake koja paralelno jedna drugoj putuju kroz radnu sredinu, a zatim dolaze do druge sredine i tu se prelamaju i odbijaju onda iz geometrijskih odnosa poznatih u fizici možemo dobiti brzine ili drugog talasa i zakonitosti koje iz toga slijede.

Prostiranje uzdužnog talasa označeno sa Vp1, a poprečnog sa Vs1 isto važi za sredinu 2 tj. imamo Vp2 , Vs2 . Odnos uglova ( ) i ( ) zavisi od brzine uzdužnih i poprečnih talasa.

Sin

15

Iz slike se vidi da zraka 1 talasnog fronta prva dolazi na ravninu kontakta ( međuslojnu ravninu ili ravninu diskontinuiteta) a zraka 2 talasnog fronta dolazi nešto kasnije. I zraka 1 i zraka 2 postaju izvorom novih talasa koji se registruju na površini terena i na određenom rastojanju mjere. Slični principi važe i kod talasnog fronta za prelomljeni talas.

Zraka 1 prije dolazi na međuslojnu ravan od zrake 2 prelama se i putuje u novoj sredini. Odnosi brzina po Šnelijusovom zakonu daju se kao odnosi uglova.

REFRAKCIONA SEIZMIČKA METODA SEIZMIČKA ISTRAŽIVANJA

16

U savremenim istraživanjima seizmičkim metodama koriste se reflektovani ili odbijeni talasi i refraktovni ili prelomljeni talasi. Reflektivna metoda se koristi za istraživanje dubljih dijelova zemljine kore pa se u inženjerske svrhe koristi za istraživanje struktura koje sadrže naftu. Refrakciona istraživanja se koriste za pliće dijelove, najčešće u zonama mlađih sedimenata do substrata. Koriste se za geomehaniku, hidrogeologiju, inženjersku geologiju, geotehniku, geotehničke melioracije i dr. Za obje metode postoje suvremeni uređaji od jednokanalnog do višekanalnog sistema. Uređaj je putem kabla povezan sa prijemnicima seizmičkih talasa koje nazivamo geofon. Tlo se pobuđuje udarom teškog predmeta o površinu, miniranjem ili vibracijom. Svrha je, da se proizvedu seizmički talasi koji putuju kroz različite sredine, a zatim se saglasno Hajgensu i Šnelijusu vraćaju na površinu, gdje ih "hvataju" geofoni koje mehaničke oscilacije tla pretvaraju u električne inpulse i šalju na seizmičku apraturu koja ih registruje.

Parametri koje mjerimo su udaljenost mjesta gdje je proizvedena vibracija na površini, do mjesta gdje je ta vibracija registrirana i vrijeme koje je potrebno talasu koji upada na granične površine pod kritičnim uglom da bi prošao kroz sve te sredine i bio registorovan na geofonu. Konačan rezultat svih mjerenja je dijagram vrijeme-rastojanje (t;x). Dijagram nam daje linije koje nazivamo hodohrone.

GRANIČNA RAVNINA SREDINA PARALELNA POVRŠINI TERENA

Talas iz tačke udara širi se sferno po Hajgensovom principu. U tačkama 1, 2 i 3 biva registrovan kao talas koji putuje kroz sredinu I , što će nam na dijagramu dati tačke čijim spajanjem dobijemo brzinu V1. Talas dalje putuje brzinom V2 odbijajući se ponovo i stiže na površinu u tačkama 4, 5 i 6 što će nam sada na dijagramu, dati brzinu V2.

17

Presjek brzine V1 i V2 na dijagramu (x,t) daje takozvanu kritičnu tačku na osnovu koje se može izračunati dubina do međuslojne ravnine pa je :

h = z =

Kritična udaljenost (xc) je udaljenost od izvora seizmičkih talasa (tačka udara) do tačke do koje istovremeno stižu direktni i reflektovani talasi. Na dijagramu (x-t) to je tačka gdje se sijeku dvije grane hodohrone. Sa hodhrone se računaju brzine prostiranja lgitudinalnih elastičnih talasa, preko slijedečih jednačina.(biti će date u daljem tekstu)Da bi se refrakciona metoda mogla primijeniti mora biti zadovoljen uslov V1 < V2 < V3 < - - - < Vn Svaka dublja sredina ima veću brzinu prostiranja talasa od predhodne.

Ako produžimo liniju V2 dobit ćemo odsječak na vremenskoj osi (ti) ili (t0) koga nazivamo intercept vremena. Iz ti ili t0 možemo također izračunati dubinu.

18

h =

Profiliranje na terenu možemo izvesti na dva načina :

1. Profil ide od tačke udara do zadnje tačke geofona a zatim zadnja tačka geofona postaje mjesto izvan talasa a profil se vraća do zadnje tačke geofona odnosno mjesta udara u prvom mjerenju. To se naziva povratni tok operacija.

2. Profil ide od tačke udara do zadnje tačke geofona na jednu stranu a zatim od tačke udara do zadnje tačke geofona na drugu stranu ili zrakasto. To se naziva spojni tok operacija.

Često se spojni i povratni tok operacija koriste kombinovano radi određivana pružanja i pada slojeva. V1 < V2 < V3 < - - - < Vn V1 < V2 < V3

< - - - < Vn

ti1 = ti2 V1 = V1

xc1 = xc2 V2 = V2 horizontalan sloj

19

VIŠESLOJNI SLUČAJ GRANIČNE RAVNI PARALELNE MEĐUSOBNO I SA POVRŠINOM TERENA

Kada imamo uslojeno tlo iznad substrata tada će doći do putovanja talasa saglasno Šnelijusovom zakonu i Hajgensovom principu za uslojeno tlo. U takvom tlu predpostavlja se, da sa dubinom sedimenti posjeduju takva svojstva da su brzine u svakoj narednoj sredini veće od brzina u sredini iznad.

Dijagram vrijeme-rastojanje dat će onoliko segmenata brzina koliko ima međuslojnih ravni. Tanki slojevi do par decimetara najčešće se ne registruju s obzirom na interval rastojanja tačke udara i geofona.

Principijelna šema sa dijagramima brzina data je na slici :

Dubine do svakog sloja mogu se izračunati na osnovu kritičnih udaljensti xc koje se dobiju na mjestu presjecišta brzina ili intercepta vremena ti kao odsječka na t osi kada svaku brzinu produžimo do te ose. Formule za proračun su kompjuteriziovane i mogu se naći u softverskoj literaturi.

20

Isti uslovi kao na slici važe i za takozvani višeslojni slučaj. Refrakciona seizmika može da registruje n slojeva pod istim uslovima kako registruje dvoslojni i troslojni slučaj.

LINEARNI PRIRAST BRZINE SA DUBINOM

Ako nema ravni slojevitosti i promjena u materijalu sa dubinom tada će se zbog uslova sedimentacije i konsolidacije i zbijenosti materijala pod djelovanjem opterećenja prekrilnih naslaga ostvariti uslovi linearnog prirasta brzine sa dubinom. Ovo se događa i u uslovima jednorodnog materijala naprimjer kada istražujemo geološki supstrat, debele naslage šljunkovito pjeskovitih sedimenata, debele naslage gline, debele slojeve laporca i dr. Sam materijal može biti tanko uslojen (lapori, škriljci) ali da se na dijagramu vrijeme-rastojanje dobije linearni prirast sa dubinom kako to pokazuje slika :

Ako ipak želimo izračunati neku dubinu dobivenu krivu 1 ili 2 možemo prevesti u linearne segmente i izračunati dubine po pravilu dvoslojnog, troslojnog ili višeslojnog slučaja.

21

U inženjerskoj praksi čest je slučaj da materijali iznad substrata imaju linearni prirast brzine sa dubinom a da se kod dovoljno velikog rastojanja tačke udara i geofona može registrovati i prisustvo substrata ( substrat predstavlja matičnu stijenu mnogo veće starosti u odnosu na sedimente koje ga prekrivaju).

RAVAN SUBSTRATA POD NAGIBOM

Ako u povratnom ili spojnom toku operacija seizmičkog profiliranja dobijemo intercepte vremena različite za istu brzinu V2 tada je ravan

22

substrata pod nagibom. Na dijagramu (t-x) pojavit će se i različite vrijedosti rastojanja xc.

Ako imamo višeslojni slučaj gdje su i sedimenti pod različitim nagibom u odnosu jedan na drugi linije brzine mogu poprimiti različite odnose u povratnom ili spojnom toku informacija. Firma OYO i Nimbus iz japana u svojim brošurama različiti su niz mogućih slučajeva sa teorijskim rješenjima koja su prevedena u softvere za moguće proračune prema linijama brzine.

SEIZMIČKO PROFILIRANJE IZNAD RASJEDA SA SKOKOM

Ako je u substratu rasjed sa nekim skokom (zt) maskiran sa prelaznim sedimentima moguće je taj rasjed otkriti i izračunati skok.

23

Zt = (ti2 – ti1)

VERTIKALNI KONTAKT DVIJU SREDINA

Za slučaj kada se substrat može posmatrati kao kontakt dvije sredine (naprimjer laporca i serpentina u banovićma ili Tušanjskih laporaca i Krekanskih pijeskova u području Tuzle) tada je seizmičkim profiliranjem a površini terena moguće otkriti mjesto tog kontakta duž seizmičkog profila. Bitno je da postoje razlike u brzini provođenja seizmičkih talasa između sredine 1 i sredine 2.

24

Ako je prekrivać deblji javit će se brzina V1 a slika će biti dalje ista kao predhodna s tim da je V1 < V2 < V3 za nove uslove.

ISPITIVANJE U BUŠOTINAMA

Bušenje terena radi istraživanja sastava i svojstava na vertikalnom profilu omogućava i seizmička ispitivanja na 2 načina :

1. Točka udara je na površini terena blizu bušotine a prijemni organ-geofon spušta se po dubini u bušotinu i na različitim mjestima prima seizmički signal.

2. Tačaka paljenja ili udar je na različitim nivoima u bušotini a primni organ-geofon je na površini terena kod ušća bušotine.

U oba slučaja dobiju se takozvane vertikalne hodohrone ili linije brzine za različite slojeve koji su nabušeni. Iz VL i VT uz laboratorijski određeno dobiejmo podatke o EM ; ; GM i dr.

25

Ako iz bušotine uzmemo uzorke nabušene stijene i na uzorcima u laboratoriji odredimo VLU ; VTU ; tada možemo utvrditi stepen oštećenosti stijenske mase kod prisutnih pukotina, šupljina, ravni slojevitosti.

Pravilo je da su VLU > VLM ; VTU > VTM

VLU – brzina longitudinalnog talasa u uzorkuVLM – brzina longitudinalnog talasa u masivuVTU – brzina transferzalnog talasa u uzorkuVTM – brzina transferzalnog talasa u masivu

Jer uzorci najčešće ne sadrže pukotine i druge diskontinuitete koje imaju masiv. To su veoma važni i upotrebljivi podaci za inženjerske svrhe ( brane, kamenolome, skladišta i skloništa, tunele i dr. )

Ukoliko postoje 2 ili više bušotina na nekom relativno bliskom rastojanju tada je moguće po metodologiji spuštanja geofona u jednu bušotinu i proizvođenja talasa na različitoj dubini u drugoj bušotini ispitati

26

stijenski materijal između dviju bušotina. Na taj način se stijena direktno seizmički prozračuje pa se dobije veoma precizna slika o karakteristikama materijala između dviju bušotina. Prvi sistem sa jednom bušotinom naziva se seizmičko profiliranje niz bušotinu ili (down hall system ) . Drugi sistem se naziva seizmičko profiliranje između bušotina ili ( cross hall system ) . U oba slučaja se upoređuju podaci seizmčkih karakteristika stijenskog materijala na uzorku i seizmičkih karakteristika stijenskog materila u stijenskoj masi.

Drugi slučaj omogućava na primjer istraživanje rudnih tijela kao što su sočiva boksita u krečnjaku u Hercegovini, gdje se metodom "pipanja" bušotinama ta sočiva teško mogu otkriti. Također omogućava istraživanje kaverni u krečnjaku ili velikih praznih prostora kod izgradnje velikih i teških objekata na površini, iskopa tunela, iskopa za podzemna skladišta, skloništa , mašinske hale hidroelektrana i dr. Seizmičko prozračivanje između bušotina omogućava i podjelu prostora između

27

bušotina na manje površine te se razmatranje svojstava masiva može izvršiti primjenom metode konačnih elemenata. Primjena ove metode omogućava dalje kompjutersku obradu podataka i primjenu postupka tomografije kod kompjuterske obrade podataka između dvije bušotine. Po istom principu sezmičkog profiliranja između dviju bušotina možemo izvesti profiliranje i iz istražnog hodnika koga kopamo u masivu prema površini terena ili prema drugom hodniku koji se nalazi više ili niže posebno za istraživanja za temeljenje visokih betonski brana. Tako se otkrivaju područja koja su na primjer vezana za područja raspadanja stijene u površinskom dijelu na strmim terenima gdje je klasično sseizmičko profiliranje nemoguće izvesti zbog morfologije terena.

REFLEKTIVNA SEIZMIČKA METODA

Od 1929.godine pored refrakcionih seizmičkih istraživanja primjenjuje se reflektivna seizmička metoda. Razlozi primjene ove metode su uglavnom postizanje većih dubina istraživanja za kraće profile na kojima se istraživanja provode. Najbolje rezultate reflektivna metoda postiže kod istraživanja nafte na dubokim horizontima. Za inženjersku geologiju i hidrogeologiju reflektivna metoda se primjenjuje u posljednje vrijeme razvojem malih aparatura tako da se omogućava i plitka istraživanja. Reflektivnom metodom se u principu određuju dubine i nagibi graničnih ravnina koje razdvajaju sredine različitih elastičnih svojstava. Reflektvna metoda koristi odbijeni talas pa se zbog toga i zove reflektivna metoda seizmičkog istraživanja. Reflektivna metoda ima i nedostataka zbog složenosti građe podzemlja (strme granične ravni geoloških sredina, postojane rasjeda, isklinjavanje pojedinih slojeva, boćno smjenjivanje raznih facija i dr). Smetnju u tumačenju čine i površinski raspadnuti dijelovi terena, različita debljina mlađih sedimenata, višestruko reflektovanje, difrakcija, parazitske oscilacije i drugi uticajni parametri. Iz tih razloga se reflektivna metoda najčešće koristi informativno za utvrđivanje "zamki" ili geoloških struktura u kojima se može nalaziti nafta. Morfologija terena sa kratkim profilima preferira primjenu reflektivne metode ali se dobiveni rezultati najčešće interpretiraju najjasnije u odnosu na refrakciona seizmička istraživanja. Principi reflektivne metode su isti kao i kod refrakcije tj. postoji izvor talasa i prijemnik na nekom odstojanju od izvora s tim da taj prijemnik registruje reflektovani talas.

28

METODE REFRAKCIONE SEIZMIKE

Uvod

Kod refrakcione metode seizmickih ispitivanja mjeri se vrijeme koje je proteklo izmedu trenutka paljenja i nailaska prvog niza talasa, tj. »prvih nailazaka« i niza talasa koji se sukcesivno mogu korelisati. Niz geofona

29

postavi se na rastojanjima od tacke paljenja koja se izmere i, crtajuci hodohronu za ove prve nailaske (prelomljene longitudinalne, najbrze talase) i nizove sukcesivnih talasa koji mogu da se korclisu, uocavaju se promene brzine talasa na osnovu diskontinuiteta ili promjena koeficijenta pravca hodohrone. Na osnovu prelomnnih tacaka na hodohroni mogu da se izvedu racunanja za odredivanje dubina do granica koje razdvajaju sredine sa razlicitim brzinama prostiranja elasticnih talasa. Ovaj podatak moze da se geoloski interpretira.

Sadrzaj

Uvod ..........................................................................1

METODE REFRAKCIONE SEIZMIKE...............................................2

Slucaj dva horizontalna sloja...................................................2Slucaj n - horizontalnih slojeva.................................................3Sredina u kojoj brzina raste neprekidno sa dubinom........6Nagnute ravni kao granice izmedu slojeva...............................7Kartiranje strukture ispod povrsine terena pomocuvremena zadocnjenja................................................................8Korelacija kod refrakcionih ispitivanja.....................................12Dispozitivi koji se sijeku...........................................................16Primjena refrakcione metode za istrazivanje sonih doma.......18Odredivanje granica sonih doma.............................................21

Zakljucak...................................................................23

Literatura...................................................................24

Sadrzaj......................................................................25

Slucaj dva horizontalna sloja

Seizmogram na kome se vidi nailazak pre-lomljenih P-talasa i odbijenih ,R-talasa kao i povrsinskih L-talasa dat je na slici 1.

30

SI. 1.— Seizmogram iz kojeg se vidi nailazak prelomljenih talasa P, odbijenih talasa R i povrsin-skih talasa L. Kolicina eksploziva je iznosila 1 /8 funte (oko 56 gr) iezdesetprocentnog dinamita,a dubina paljenja 3 stope (oko 0,9 m).

Vrijeme potrebno talasu da prede put kroz dva horizontalna sloja dato je jednacinom (1), tj.

(1)

gde h oznacava dubinu do granice; V1 brzinu u gornjem sloju; F2 brzinu u donjem sloju; x horizontalno rastojanje izmedu tacke paljenja i geofona.

Ako je brzina F2 konstantna, ona moze da se odredi mjerenjem koeficijenta pravca pravolinijske hodohrone date jednacinom (1) i racunanjem reciprocne vrijednosti toga koeficijenta pravca. Slicno, ako je brzina FI konstantna, ona moze da se izracuna iz koeficijenta pravca pravolinijske hodohrone koja prolazi kroz pocetak koordinata, tj. hodohrone koja odgovara direktnim talasima.

Ocigledno, ako se hodohrona koja odgovara jednacini (1) produzi tako da sijece ordinatnu osu na koju se nanosi vrijeme, odsjecak ili tzv. intercept-vrijeme bice dat jednacinom:

(2)

Dakle, ako su intercept-vrijeme TO i brzine Fj i F2 poznati, debljina h gornjeg sloja moze da se izracuna iz formule za intercept-vrijeme.

Dubina moige takode da se izracuna iz koordinata xc i Tc tacke preseka hodohrona koje odgovaraju direktnim i prelomljenim talasima. Da bi se izracunale vrijednosti xc i Tc koje zadovoljavaju jednacine obe hodohrone naime

31

Rješavaju se se obje jednacine kako slijedi:

Ili

Slucaj n - horizontalnih slojeva

Shodno sl. 2, brzine u sukcesivnim slojevima su V1...Vn+1

respektivno, a debljine slojeva iznad (n + 1)-vog su h1. . . hn. U jednom prethodnom odjeljku pokazano je da uglovi koje zraci grade sa normalama na granice zadovoljavaju jednacine:

(3)

SI. 2.— Putanja prelomljenog zraka kroz n horizontalnih slojeva.

gde je p parametar. Moze se pokazati da je vrijeme potrebno da talas prede put od tacke paljenja O do tacke A jednako:

Dalje, horizontalno rastojanje od O do A jeste:

Slucaj koji je interesantan za refrakciona ispitivanja nastupa kada

ugao an+1 postane jednak 90°, tako da je:

32

i

Ukupno vrijeme od tacke O do tacke S na rastojanju x, koja ser nalazi na povrsini, ocigledno je jednako:

Ili

Ocigledno je da ce se hodohrona sastojati od onoliko grana koliko ima slojeva sa razlicitim brzinama prostiranja talasa, a svaka grana odgovara putanji talasa duz jedne granicne povrsine. Svaka grana je prava linija, a reciprocna vrednost koeficijenta pravca svake grane jednaka je brzini u odgovarajucem sloju. Stavise, moguce je, bilo pomocu intercept-vremena, bilo pomocu kriticnih daljina, izracunati dubine do slojeva.Debljine slojeva mogu da se odrede postupno rjesavanjem jednacina po hn; tj. posto je:

dobija se:

gde je:

polovina intercept-vremena (n+1) grane hodohrone.Numericki primer. Pretpostavimo da su brzine i intercept-vremena, prikazani u donjoj tabeli, odredeni iz hodohrone1

Sloj n V (stopa /sec) Ton (sec)2 r2 (sec)

1 U sloju 1 prelomljeni i direktni talas su identicni.

33

I 5710 0 02 6550 0102 00513 7490 0252 0 1264 8320 0418 02095 9170 0576 0288

Neka ak,n bude nagib zraka u k -tom sloju, a taj zrak pada na granicu izmedu (n-1) i n -tog sloja pod kriticnim uglom, tako da je sin ak,n

=Vk/Vn S obzirom na vrijednosti brzina date gore, sin ak,n i cos ak,n ce imati sledece vrijednosti: sin ak>n

Sl.3. Hodohrone u slucaju 5 horizontalnih slojeva

Racunanje debljine slojeva vrsi se na nacin pokazan u tabeli. Na slici 3. prikazana je hodohrona za petoslojni slucaj

Sredina u kojoj brzina raste neprekidno sa dubinom

Kada brzina neprekidno raste sa dubinom, putanja prelomljenog zraka ima oblik pokazan na si. 4 Zbog neprekidnog prelamanja, ugao koji zrak cini sa normalom u nekoj tacki na njegovoj putanji postepeno raste do neke dubine H gde postaje jednak 90°, tj. gde zrak postaje horizontalan. Potom

2 Ton je vrijeme za koje zrak stize do n-te grane.

34

efekt izazvan neprekidnom promjenom brzine postaje obrnut i zrak se postepeno okrece nagore i vraca na povrsinu duz putanje RS, tako da je cijela putanja ORS simetricna prema vertikali kroz tacku R.Da bi se dobilo vrijeme potrebno da se prede putanja ORS, pret-postavimo da se brzina moze izraziti funkcijom oblika V = V(h), gde jeV(h) neprekidna funkcija. Vrijeme T i horizontalno rastojanje x izmedu tacke paljena i geofona moze se dobiti direktno iz osnovnih jednacina zraka tj.

i

Prema tome, parametar p jednak je reciprocnoj vrijednosti brzine (1/VH) u datoj sredini u tacki najdubljeg prodiranja prelomljenog zraka.

Nagnute ravni kao granice izmedu slojeva

Dok su horizontalne granicne ravni korisne pri formulisanju ideja vezanih za putanje seizmickog talasa, one se rijetko javljaju u praksi. Prema tome, razmotrimo jednostavan problem dva sloja pri cemu je brzina u gornjem sloju V1 a brzina u donjem sloju V2 i smatrajmo da se V1

i V2 razlikuju za konacan iznos. Prema sl. 5

SI.5.Seizmidki zraci u slucaju nagnutog sloja.

vertikalna dubina ispod tacke paljenja O je h i granica pada nadesno, tako da cini ugao Ө sa horizontalom. x je kao i obicno rastojanje izmedu tacke paljenja i geofona. O' je tacka na granici kroz koju prolazi normala na granicnu ravan povucena iz tacke O, a S' je odgovarajuca tacka kroz

35

koju prolazi normala iz tacke S; A je tacka u kojoj zrak pogada granicnu ravan, a B je tacka u kojoj zrak napusta granicnu ravan, Ugao α je ugao izmedu zraka i vertikale u O; β je odgovarajuci ugao u S.

Hodohrona se sastoji od dvije pravolinijske grane, od kojih jedna odgovara direktnom talasu, a druga prelomljenom talasu. Grana koja odgovara direktnom talasu prolazi kroz koordinatni pocetak i ima koeficijent pravca 1/V1

Grana koja odgovara prelomljenom talasu ima koeficijent pravca

Ako je geofon postavljen uz pad u odnosu na tacku paljenja,

ugao Ө mora da se zameni sa Ө. Pri uobicajenom postupku koriste se dvije tacke paljenja, jedna za profil uz pad, a druga za profil niz pad. Vertikalno rastojanje do granicne ravni pri paljenju niz pad oznacice se sa h', a rastojanje izmedu tacaka paljenja sa L. Ocigledno je sa sl.5. da je h' = SS" = h + L tg Ө

Hodohrona dobijena pri paljenju uz pad sastoji se od dvije pravolinijske grane.

Kartiranje strukture ispod povrsine terena pomocu vremena zadocnjenja

Metoda koja se opisuje u ovom odeljku predstavlja nacin za kartiranje povrsine repernog horizonta koji ima blag reljef i kod koga je brzina prostiranja seizmickih talasa za jedan odredeni iznos veca od takve brzine u sloju koji lezi ispod njega.3

SI. 6. Putanja talasa koji se krede duz repernog horizonta.

Prema gornjoj slici smatra se da je stvarna putanja prelomljenog talasa koji prolazi kroz sloj 5 predstavljena zrakom OA'B'S, a takode se smatra da dio puta u sloju 5 ide duz njegove povrsine. Da bi se olaksalo

3 1 Sa izuzetkom izvesnih manjih promena, ovaj odeljak je raden prema L. W. Gardner, »An Areal Plan of Mapping Subsurface Structure by Refraction Shooting*, Geophysics, Vol. IV. No. 4, Oct., 1939, str. 247—259.

36

racunanje, smatra se dalje da se stvarni zrak OA'B'S moze zamijeniti hipoteticnim zrakom OABS, koji se definise kao putanja talasa koja bi se dobila kada bi svi slojevi u blizini zrakova OA' i B'S bili horizontami. Racunanja zasnovana na ovoj pretpostavci sadrzace samo malu gresku, ako su padovi manji od 10°. Neka bude

am=OM - pomeranje u stranu koje odgovara tacki O, an = NS - pomeranje u stranu koje odgovara tacki 5. Vrijeme T potrebno da se prede put izmedu O i S bice T = T OA'B'S = TOABS (priblizno) ili T =tOA + tAB + tBS,gde toA, tAB i tBS oznacavaju vremena duz putanja OA, AB i BS respektivno.

Smatrajmo da je brzina V5 u sloju cija povrsina predstavlja reperni horizont konstantna. Tada je

izraz za vrijeme moze da se pise u oblik

Intercept-vrijeme moze takode da se izrazi u obliku

(3)Jednacina (3) osnovna je relacija za izvodenja koja slijede. Posto

T, x i V5 mogu da se odrede iz podataka posmatranja, intercept-vrijeme b moze da se smatra kao posmatrana velicina.4

Za datu raspodjelu brzina u geoloskom profilu zadocnjenja t'm i tn

zavisna su samo od dubina Hm i Hn respektivno. Dalje, ako je raspodela brzine poznata, teorijski je moguce izvesti odnos izmedu zadocnjenja t' i dubine H i prikazati ovajodnos graficki.

4 Da bi se postigla tafinost u konacnim rezultatima, potrebno je prirodno da se posmatrane vrednosti vremena poprave zbog uticaja sloja male brzine

37

Dakle, ako se zadocnjenja mogu odrediti iz podataka posmatranja, odgovarajucedubine i mogu da se citaju sa krive.

Relacije izmedu zadocnjenja i dubina i ofset-rastojanja mogu da se dobiju iz geometrijskih odnosa hipoteticne putanje. Na sl.7. α je ugao koji hipoteticni zrak gradi sa vertikalom u tacki gde je dubina intervala ∆H; ∆α oznacava prirastaj ofset-rastojanja; ∆α je duzina putanje

u intervalu∆H.Prirastaj zadocnjenja koji odgovara velicini ∆α oznacice se sa ∆t'. Iz geometrijskih odnosa na slici slijedi:Sl.7. Dio stvarnog i hipotetickog zraka.

∆H = ∆s cos α ∆α =∆H tg α, a iz Snelliusovog zakonasin α = V/ V1

Kombinovanjem ovih relacija sa definicijom zadocnjenja

dobija se

Ukupno zadocnjenje za datu dubinu H do repernog horizonta je

(4)a dubina do tog horizonta iznosi

H = 2∆H. (5)

Jednacine (4) i (5) predstavljaju grupu parametarskih jednacina iz kojih moze da se dobije zadocnjenje t' koje odgovara dubini H do repernog horizonta, uzevsi da je velicina ∆H poznata kao funkcija brzine V.Takode ukupno ofset-rastojanje a = ∑∆α moze da se pise u obliku α = ∑∆H tg α. (6)

Ocigledno, jednacine (6) i (4) cine grupu parametarskih jednacina pomocu kojih moze da se dobije ukupno ofset-rastojanje α koje odgovara ukupnom zadocnjenju t'.

Opsti tip krivih dubina - zadocnjenje i ofset-rastojanje - zadocnjenje koje se obicno dobijaju u praksi prikazan je na sl. 8. (Promena u koeficijentu

38

pravca ovih krivih koja slijeduje sa porastom velicine t’ izazvana je promjenom brzine sa dubinom).

SI. 8. A - opsti tip krive dubina — zadocnjenje;B - opsti tip krive ofset-rastojanje — zadocnjenje.

Korelacija kod refrakcionih ispitivanja

Korelacija kod refrakcione metode seizmickih ispitivanja teze se sprovodi nego kod reflektivnih metoda. Shodno tome, ovaj nacin ispitivanja je obicno ogranicen na one oblasti u kojima uobicajene reflektivne metode ne daju zadovoljavajuce rezultate.Poznato je da pri primjeni refrakcionih metoda u slucaju viseslojnog problema postojl izmedu tacke paljenja i tacke posmatranja izvjesno rastojanje duz koga moze da se posmatra izvestan broj nailazaka prelomljenih talasa shodno prodiranju seizmickih talasa u odgovarajuce slojeve. Osnova refrakcione metode jeste u tome da je rastojanje izmedu tacke paljenja i prijemnika mjera dubine prodiranja talasa pri datoj raspodjeli brzine u vertikalnom pravcu. Obrnuto, postoje nacini za izracunavanje minimalnog rastojanja potrebnog da se dobije nailazak tzv. “okrznutog” talasa. Promena brzina prelomljenih talasa ukazace na diskontinuitet u brzini kod slojeva kroz koje prolazi talas. Vrijeme niza nailazaka i prividna povrsinska brzina prelomljenih talasa zavisi od dubine, padova, brzina i rastojanja na kojima se vrsi registrovanje. Obrnuto, ako je dato vrijeme niza nailazaka i povrsinska brzina prelomljenih talasa i brzine u slojevima u koje su talasi prodrli, mogu da se dobiju pad i dubina.

Daljina registrovanja koja se koristi pri refrakcionim ispitivanjima u cilju korelacije obicno je odredena sledecim faktorima: zeljenom dubinom prodiranja da bi se obuhvatili slojevi koji treba da se ispitaju, racionalnom

39

kolicinom eksploziva da bi se osiguralo registrovanje, osjetljivoscu aparature i terenskim prilikama u oblasti koja se ispituje. Takozvano “optimalno rastojanje” utvrduje se eksperimentalno i tada sluzi kao pokazatelj pri ispitivanjima u jednoj oblasti.

Refrakciona ispitivanja u cilju korelacije razlikuju se od prvih primena refrakcionih metoda po tome sto su se te prve primjene odnosile samo na prve nailaske na seizmogramu. Instrumenti koji su se tada upotrebljavali bili su gradeni za precizno odredivanje vremena prvih nailazaka, a kao poslijedica toga prvi nailasci su rijetko registrovali svaku granicu.

Raniji radovi su zahjtevali dugacka i neprekidna rastojanja za registrovanje da bi se pratile izvesne potpovrsinske granice sa velikim brzinama prostiranja talasa. Refrakciono ispitivanje u cilju korelacije ne koristi se kontinuelnim prelamanjem na nekoj granici, nego njegova izvodljivost zavisi od korelacije prelamanja dobijenih pri nezavisnim grupisanjima tacke paljenja i geofona. Ove korelacije mogu da se izvedu na osnovu vremena nailaska, niza nailazaka, karaktera talasa kod registrovanog nailaska i horizontalne brzine prenosenja registrovanog impulsa. U poredenju sa korelacijom refleksija mi imamo kod korelacije pri refrakcionim ispitivanjima jedan dodatni kriterij, tj. registrovanu povrsinsku brzinu nailazaka. U praksi se ova brzina odnosi kao “vrijeme iskoraka” i cesto pruza dijagnozu za izvesne potpovrsinske geoloske formacije.Kod korelacije pri refrakcionim ispitivanjima za pojedine diskontinuitete u brzini teorijski se utvrduju nadvisavanja i razmatraju padovi ovih povrsina. Sa dovoljnim brojem ovakvih posmatranja u jednoj oblasti moguce je izraditi strukturnu kartu.

Korelacija pri refrakcionim ispitivanjima primenjivala se u Rusiji, u oblasti edwards-krecnjaka u Texasu i eksperimentalno u Californiji.Specijalni seizmicki instrumenti nisu potrebni pri korelaciji kod refrakcionih ispitivanja. Zahtjeva se samo mala modifikacija moderne opreme za reflektivna ispitivanja, a ta se ostvaruje u adekvatnoj kontroli amplitude da bi se dobilo dovoljno razdvajanje raznih nailazaka prelomljenih talasa na seizmogramu. Registrujuci vise nailazaka prelomljenih talasa na jednom seizmogramu moguce je prouciti geolosku strukturu koja se sastoji od izvesnog broja slojeva na kojima se prelamaju talasi, koristeci se samo jednim rastojanjem izmedu tacke paljenja i centra dispozitiva instrumenata. U praksi ovo rastojanje obicno varira od 3 do 5 milja (oko 5 do 9 km) da bi se dobili podaci o strukturi na dubini od 3 000 do 5 000 stopa (oko 900 do 1 500 m). Medutim, nekada su se u ovakvim slucajevima koristila rastojanja od 20 milja (oko 32 km).Slika 9. prikazuje jedan seizmogram refrakcionog ispitivanja sa vise nailazaka iz Crockett County, Texas, dobijen na rastojanju od 30 250 -

40

33 000 stopa (oko 9 170 - 10 000 m). Smatra se da je to primer slucaja prelomne povrsine sa velikom

SI.9. Seizmogram refrakcionog ispitivanja sa viSe nailazaka iz Crockett County, Texas, registrovano viSe nailazaka iz Crockett County, Texas, registrovano —10 000 m). SI.10. Seizmogram refrakcionog ispitivanja sa vise nailazaka iz zapadnog Texasa, registrovano na rastojanju od 44000 do 46250 stopa (oko 13300 — 14 000 m).

brzinojn kome prethodi nailazak (sa nizom amplitudom) od prelomne povrsine sa manjom brzinom.

Slika 10. prikazuje jedan seizmogram refrakcionog ispitivanja sa vise nailazaka iz zapadnog Texasa, dobijen na rastojanju od 44 000 do 46 250 stopa (oko 13 300 — 14 000 m). Najmanje tri istaknuta nailaska prelomljenih talasa prisutna su na ovom seizmogramu.

41

Slika 11. ilustruje seizmogram refrakcionog ispitivanja sa vise nailazaka iz zapadnog Texasa (ista oblast u kojoj je dobijen seizmogram na sl. 10). Ovaj seizmogram je dobijen sa instrumentima nize frekvencije nego prethodni. Od interesa je naglasiti da je ovaj seizmogram dobijen sa samo 40 funti (oko 18 kg) eksploziva spu-stenog na dubinu od 90 stopa (oko 27 m) i da je registrovan na rastojanju od 88 000 — 90 250 stopa (oko 26 400 - 27 100 m) ili oko 17 milja.

Na slici 12. prikazan je tip seizmograma sa vise nailazaka dobijenog pri refrakcionim ispitivanjima u Californji gde nije bilo poznato da u geoloskom profilu postoje slojevi — reperi sa velikom brzinom prostiranja talasa (takvi kao sto su krecnjacke formacije). Ovaj seizmogram je dobijen pomocu eksplozije 300 funti (oko 135 kg) sezdesetprocentnog eksploziva Vibrogel na dubini od 180 stopa (oko 55 m) u busotini koja je prodrla u osnovne stijene, a koja se nalazila na 21 000 stopa (oko 6 300 m) istocno od centra dispozitiva sa instrumentima. Iz podataka karotaza znalo se da su osnovne stijene najmanje 5 000 stopa (oko 1 500 m) ispod dispozitiva geofona. Postavljenjem tacke paljenja direktno u materijal sa velikom brzinom, a dispozitiva instrumenata iznad nekoliko hiljada stopa debele serije sedimenata koji pokrivaju osnovne stijene kroz koje se talasi prostiru velikom brzinom, bio je eliminlsan ozbiljan problem osiguravanja prodiranja talasa sa povrsine kroz sedimente do granica na kojima se vrsi prelamanje.

Prvi nailasci prelomljenih talasa na seizmogramu (2,228 + 0,021 na prvo trasi) korelisani su kao talasi prelomljeni na osnovnim stijenama. Docniji nailasci (2,884 +0,021) korelisani su kao talasi prelomljeni na odgovarajucim granicama unutar sedimentnih formacija iznad osnovnih stijena. Interesantno je ukazati na razliku u vrijemenima iskoraka dva istaknuta nailaska talasa: 0,078 sec za nailaske od osnovnih stijena i 0,113 sec za slojeve iznad osnove. Ova razlika vremena iskoraka, niz nailazaka prelomljenih talasa i karakter registracije korisni su kriteriji za korelaciju pri refrakcionim ispitivanjima. Takode treba naglasiti da talasi prelomljeni na dublje zalezucim osnovnim stijenama stizu prije talasa prelomljenih na granicama plicih sedimentnih formacija zbog vece brzine u osnovnim stijenama.

Ispitivanje korelacija prelomljenih talasa u ovom slucaju se izvelo pomocu neprekidnog registrovanja duz profila refrakcionog ispitivanja postavljenih radijalno iz tacke paljenja koja se nalazila u busotini u osnovnim stijenama. Ocigledno je da bi trebalo da se dobiju jednaka vremena nailazaka na jednakim rastojanjima i jednakim dubinama u slucaju horizontalnih slojeva sa relativno konstantnom brzinom. Ako se posmatraju razlicita vremena na jednakim rastojanjima i visinama u odnosu na tacku paljenja, takvi podaci se mogu interpretirati koristeci se postavkom da povrsine prelamanja nisu horizontalne. Na taj nacin

42

moguce neravnine (grebeni i doline) na povrsini osnovnih stijena mogu da se kartiraju i mozeda se izvede zakljucak o opstoj geoloskoj strukturi slojeva iznad osnovnih stijena. Ovaj postupak je koristan pri relativnom kartiranju struktura, ali ne predstavlja metodu za dobijanje apsolutnih podataka o strukturama.

SI. 11.— Seizmogram refrakcionog ispitivanja sa vise nailazaka iz zapadnog Texasa, registrovano na rastojanju od 88 000 do 90 250 stopa (oko 26 400 — 27 100 m), kolicina eksploziva 40 funti (oko 18 kg), dubina buSotine 90 stopa (oko 27 m).

Dispozitivi koji se sijeku

Posmatrajmo jedan raspored (paljenje u krug) kod koga se dva dispozitiva O1S1 i O2S2 sijeku u tacki M koja se od tacaka paljenja O1 i O2 nalazi na rastojanju priblizno jednakom ofset-rastojanju (13). Zadocnjenja vezana za zajednicki ofset polozaj (pomeranje u stranu) bice priblizno jednaka za oba dispozitiva.

43

SI.13. Element kruznog rasporeda pri paljenju; 14 Kompletan kruzni raspored pri paljenju.

Izrazi za intercept-vremena su :

Dakle

(7)

Ocigledno, jednacma (7) moze da se koristi za racunanje razlike zadocnjenja iz posmatranih intercept-vremena b2 i b1 Odgovarajuca razlika u dubinama moze da se dobije iz krive dubina— zadocnjenje.Takode geofon u S3 imace zajednicki ofset-polo^aj u tacki M sa geofononi u S2; dakle

i odgovarajuca razlika u dubini moze da se dobije, kao i prije, pomocu krive dubina — zadocnjenje.Dalje, ako se izvestan broj geofona postavi na relativno kratkom profilu koji prolazi kroz O2 i ako se oni orijentisu pod nekim azimutom u odnosu na O2S2, ofset-polozaji vezani za zajednicku tacku paljenja pribizno ce se poklapati.

Prosirenje ovakvog rasporeda koje obuhvata izvestan broj kratkih dispozitiva pokazano je na sl. 14. Ofset-polozaji M vezani za krajeve raznih radijalnih dispozitiva leze u maloj prstenastoj oblasti. Oscilacije relativnih dubina ispod prstenaste oblasti mogu da se odrede racunanjem zadocnjenja iz posmatranih intercept-vremena (jednacina 7) i pomocu krivih dubina — zadocnjenje. Ocigledno, podesavanjem izvijesnog broja takvih prstenova na takav nacin da se jedna ili vise kontrolnih tacaka iz susjednih prstenova preklapaju, moguce je nanijeti

44

sve podatke na jednu kartu koja ce da prikazuje relativne dubine u jednoj siroj oblasti. Trougaoni raspored takode moze da se koristi.

Primjena refrakcione metode za istrazivanje sonih doma

Brzina prostiranja seizmickih talasa kroz sone dome mnogo je veca nego kroz sedimentni materijal koji okruzuje dome. Prema tome, talas koji delimicno prolazi kroz sonu domu imace mnogo vecu prosjecnu brzinu nego talas koji isto rastojanje prelazi u bliskoj oblasti gdje sona doma nije prisutna. Ova cinjenica je bila utvrdena 1924. godine i dovela je do siroke primjene lepezastog rasporeda kod refrakcionih ispitivanja.

Lepezasto paljenje. Kod lepezastog paljenja geofoni su postavljeni na priblizno jednakom rastojanju od tacke paljenja. To rastojanje se obicno odreduje paljenjem na jednom pomocnom profilu; taj profil mora biti dovoljno dugacak da bi se osiguralo prodiranje talasa do zeljene dubine. U oblasti Meksickog zaliva uobicajeno je na osnovu iskustva da se uzima da odnos dubine prodiranja prema rastojanju od tacke paljenja iznosi 1/5.5

Slika 15

Geofoni su tako postavljeni u odnosu na tacku paljenja da pokrivaju zeljeni dio punog ugla koji okruzuje tacku paljenja. Slika 15. prikazuje jedan opsti raspored geofona koji pokriva ugaoni sektor od 135°. Posto su geofoni postavljeni na poznata i pozeljno jednaka rastojanja od tacke paljenja, izvrsi se paljenje i vremena potrebna talasima da stignu do raznih geofona registruju se. Ako se talasi koji su prosli duz nekog odredenog pravca sire vecom brzinom nego talasi koji su prosli duz nekog drugog pravca, na doticnom pravcu se pokazuje povecanje brzine.

5 Ovaj odnos je slican odnosu koji se odomacio kod elektricnih ispitivanja gde se smatra da efektivna dubina prodiranja struje varira od oko 1 /3 do 1 /5 rastojanja izmedu elektroda

45

Interpretacija rezultata refrakcionih ispitivanja dobijenih pri lepezastom paljenju krajnje je jednostavna, jer su posmatrane razlike vremena veoma velike. Potrebno je samo nacrtati odstupanja vremena od normalnih vrijednosti. (Gde nije moguce ili zgodno postaviti sve geofone na isto rastojanje od tacke paljenja, postavlja se jedan kratki profil koji pokriva interval od najkraceg do najduzeg rastojanja da Slika 16

bi se za razna rastojanja ustanovila normalna

vremena).Na slici 16. vidi se da je tacka paljenja u O, a geofoni na krajevima radijusa od 1 do 11.

Pomocu izvesnog broja podesno postavljenih tacaka paljenja i geofona moze vrlo brzo da se ispita siroka oblast. Ako rezultati ukazuju na prisustvo plitke sone dome, polozaj i velicina dome mogu da se odrede tacnije dopunskim paljenjem priblizno pod pravim uglom na prvi lepezasti raspored.

Na sl.17. prikazane su teorijske putanje kroz sonu domu, koja se nalazi 1 000 stopa (oko 300 m) ispod povrsine i cije pruzanje u poprecnom presijeku iznosioko 5 000 stopa (oko 1 500).

SI. 17. — Teorijske putanje talasa kroz presek sa sonom domom,

46

Na sl.18. prikazan je teorijski seizmogram koji odgovara geofonu 5 postavljenom na rastojanjuod 10 000 stopa (oko 3000 m) od tacke paljenja O. Primjetice se da kod vremena od 1,12 sec postoji mali poremecaj koji odgovara talasu koji prolazi

SI. 18. — Shematski seizmogram pri refrakcionom ispitivanju iznad sone dome.

kroz so. Amplituda ovog talasa koji prolazi kroz so naglo se smanjuje. Kod vremena od 1,31 sec pocinje drugi poremecaj. Ovaj poremecaj odgovara normalnom talasu koji prolazi kroz materijal koji se nalazi oko dome. Razlika od 0,19 sec jeste odstu-panje vremena odnormalne vrijednosti za to rastojanje i naziva se “preimucstvo”.

SI.19. — Hodohrona za sonu domu prikazanu na si. 17.

Slika 19. prikazuje shematsku hodohronu koja odgovara profilu preko dome. Jedan dio donje grane hodohrone odgovara talasu koji je prosao kroz so; ostatak te grane i gornja grana odgovaraju talasu koji je prosao kroz okolni materijal.

47

Veliki broj relativno plitkih sonih doma je otkriven pomocu lepezastog paljenja. Sada se smatra da su mnogobrojna ispitivanja izvedena pomocu lepezastog rasporeda u oblasti Meksickog zaliva verovatno otkrila prakticno sve plitke sone dome u toj oblasti.Pored otkrivanja novih sonih doma, lepezastim paljenjem su u nekim slucajevima usjpesno okonturene oblasti u kojima se nalaze prostrani strukturni oblici.

Odredivanje granica sonih doma

Metoda spustanja geofona u busotinu. — McCollum je predlozio jednu metodu koja se koristi u busotinama. Principi metode ce postati ocigledni iz sl.20. na kojoj O predstavlja tacku paljenja, 7 aparaturu a 5 geofon. Geofon S se postavlja u razne polozaje u busotini, kao sto su, npr., d2 , d3 ili d6, pomocu kabla i

SI.20. Shema koja prikazuje metodu odredivanja granice potpovrsinske geoloske strukture.

vitla za dizanje. Uzmimo da je geofon postavljen u polozaj d6. Talas koji prelazi put Okf6d6 stici ce u tacku d6 za najkrace moguce vrijeme. Taj talas ce delovati na geofon S i tacno vrijeme njegovog nailaska bice registrovano pomocu aparature u 7. Neka vrijeme na putu Okf6d6 bude T. Ocigledno je da vazi:

Gdje je vrijeme potrebno da se predje put Ok, t2 vrijeme potrbno da

se prede put kf6 i t3 vrijeme potrbno da se prede put f6d6. posljednja jednacina moze da se pise u obliku

T=t1+kf6/ V1+f6d6/V6

48

Gdje je Vs brzina na putu kf6 , a V6 brzina na putu f6d6

Polozaj tacke k moze da se odredi iz odataka o vremenu refleksije. Polozaj tacke d6 je prirodno poznat. Dakle, moguce je odrediti putanje f6d6 i kf6; tj. moguce je odrediti polozaj tacke f6 na boku dome. Polozaj tacaka f4,f5 itd. mogu da se odrede na sl. nacin. Prema tome metoda je upotrijebljiva za odredivanje granice potpovrsinske geoloske strukture.

Zakljucak

Pri refrakcionim seizmickim ispitivanjima korist se vjestacki elasticni talasi koji su identicni sa longitudinalnim talasima u seizmologiji, samo sto imaj visu frekvenciju. Hodohrone se racunaju na osnovu terenskih seizmograma na isti nacin kao sto se racunaju za zemljotresne talase. Karakteristike refrakcione metode seizmickih ispitivanja su:

Polozaj izvora talasa i trenutak njihovog pojavljivanja tacno su poznati,

Za otkrivanje vibracija upotrijebljavaju se mnogo osjetljiviji instrumenti

Mjerenja vremena moraju da se izvode mnogo tacnije nego sto je potrebno pri proucavanju zemljotresa.

Princip ove metode je da se proizvede iznenadan, vjestacki poremacaj na tacki paljenja, npr., eksplozijom odredene kolicine eksploziva. Kada se eksplozija izvrsi, stijene prelaze u stanj kretanja kao kod nekog mijaturnog zemljotrsa, a kretanje zemljine povrsine se otkriva i registruje na vise stanica instrumentima postavljenim na poznatim rastojanjima od tacke paljenja. Osim posmatranja vremena nailaska na pojedinim tackama dobija se tacan podatak o momentu paljenja.

Kod ove metode podaci za hodohronu se dobijaju od onih vjestacki nastlih elasticnih talasa koji su se prelomili na granicama koje razdvajaju sredine raznih elasticnih osobina ili gustina na takav nacin da su dijelovi putanja talasa ispod zemljine povrsine priblizno paralelni granicama na kojima se prelamanje vrsi.

Poznavajuci vrijeme (vremenski interval izmedu momenta paljenja i nailazaka elasticnih talasa na pojedine tacke posmatranja) i rastojanja izmedju tacke paljenja i geofona, moguce je u mnogo slucajeva, izracunati dubine i nagibe granica na kojima se vrsi prelamanje.

49

Literatura

1. J.J.Jakosky,sc.D. Geofizicka istrazivanja, Stampa Izdavacko preduzece “Minerva”, Subotica 1963.

2. Internet

GEOMETRIJA REFLEKTOVANOG TALASA ZA HORIZONTALNUSLOJEVITOST TERENA

Ako se u prirodi ostvare uslovi horizontalne slojevitosti tada će doći do reflektovanja talasa koje će primiti geofon na nekom rastojanju (x).

Talas će preći rastojanje od tačke prijema reflektovan od sloja 2 ili 3 pa će se moći izračunati dubina do međuslojne ravnine na osnovu brzine, brzine (V), vremena putovanja (t) i rastojanja (x). Ovaj slučaj važi samo za horizontalne međusobne ravnine.

Z = L = 2

T =

50

Ako imaju horizontalnu međuslojnu ravan i spojeni tok operacija na jednu i drugu sranu od tačke paljenja tada će se reflektovani talas moći rikazati na dijagramu vrijeme-rastijanje kako toprikazuje slika.

Za slučaj da je kontaktna površina dvaju medija pod nagibom i kod spojnog toka operacija isto kao i u predhodnom slučaju doći će do pomjeranja tačke (t) ili minimumu parabole niz sloj kako to pokazuje slika.

51

Za slučaj 2 horizontalna sloja refleksija na zapisu će se pojaviti kao dva vrha-pika koji će dati 2 linije brzine, simetrične kako to pokazuje slika.

Za višeslojni slučaj sa horizontalnim ravninama pojavit će se više vrhova ili pikova koji će dati dijagram tx (hodohrone) koji je isti kao dvoslojni, troslojni ili višeslojni slučaj. Problem koji se pri tome javlja je vezan za tkz. Višestruku refleksiju jer se talas pri povratku ponoo reflektuje od međuslojne ravnine, vraća nazad a zatim izlazi na površinu gdje se registruje. Iz tih razloga se najčešće očitavaju ili zasipi sa papia instrumenata analiziraju kompjuterski ili se kod dubokih struktura daju samo globalne naznake oblika pod površinom. Kod plitke reflektivne seizmike također se daju samo vrlo karakteristične granice među slojevima različitih svojstava gdje se zanemaruju tanki proslojci. Višekratno ponavljanje, spoljni ili povratni tok operacija, zrakasto postavljanje prfila u odnosu na centralnu tačku daje mogućnost tačnije i preciznije interpretacije uslova ispod površine.

OBRADA PODATAKA SEIZMIČKE REFLEXSIJE

Refrakcionim seizmičkim istraživanjem podaci se još uvijek dobijau u tkz. analognoj formi mada se isti moraju digitalizirat.To znači da se podaci najčešće obrađuju matematičko-analitičkim postupkom a rjeđe grafički. Postoje razni algoritmi pa se obrada u posljednje vrijeme izvodi kompjutorski preko specijaliziranih programa. Podaci reflektivnih seizmičkih ispitivanja danas se isključivo registruju na magnetnu traku i obrađuju u digitalnim računskim centrima. Da bi se

52

dobio jedn finalni rezultat zapisi sa trake se posebno obrađuju filtriraju, uvode korekcije i trpe razne promjene i uticaje da bi se dobila konačna lika. Pri tome je od velike važnosti i poznavanje opše strukturno-geološke građe terena i stratigrafskih odnosa na ispitivanom području. To zahtjeva rad iskusnog interpretatora jer je interpretacija vrlo složen i kompleksan proces.

SEIMIČKE APARATURE

50- godina prošlog vijeka prešlo se sa analognih uređaja na uređaje sa magnetskom registracijom seizmičkih signala a od 60 – godina razvijeni su uređaji za digitalna snimanja. Kod analognih uređaja oscilacije na mjestu mjerenja daju trag na fotozapisu. Digitalno registrovanje sastoji se u mjerenju amplituda napona koje su analogne amplitudama seizmičkih signala u pravilnim vremenskim razmacima i njihovom izražavanju brojevima.ovi brojevi se registruju na magnetnu traku u binarnom brojnom sistemu. Proces obrade se dalje vrši na računaru i predstavlja primjenu niza mat

53

ematičkih operacija pri čemu se ne degradira ulazni signal.

Svaku digitalnu seizmičku aparaturu sačinjavaju tri osnovna dijela:

1) ulazni analogni dio koji se sastoji od ulazne jedinice, predpojačala, analognog filtera, glavnog pojačivača i regulatora pojačanja

2) digitalni dio koji se sastoji od multipleksera, analogno-digitalnog konvertora, , uređaja za posanje i čitanje na magnetnoj traci, digitalno-analognog konvertora i demultiplexera

3) izlazni analogni dio sastoji se od analognog filtera za reprodukciju, pojačivača za reprodukciju, uređaja sa fotopapirom ili oscilografa ili kamere ili na kraju ekrana kompjutera.

Uređaji za plitku refrakcionu seizmiku su danas portabilni ili lako prenosivi, imaju vlastitio napajanje sa barerijom koja omogučava duži rad na terenu, obavezno da se može puniti i imaju tačnost očitanja vremena od 10-3 do 10-6 , što zavisi od dužine mjernog dispozitiva, vrste stijenskog

54

ili materijala tla na kome se vrši ispitivanje stepena ispucalosti stijene, dubine nivoa podzemne vode.

KORISTI OD SEIZMIČKIH ISPITIVANJA

Seizmička ispitivanja refrakcionom ili reflexivnom seizmikom izvode se obavezno kod kompleksnih inženjersko-geoloških istraživanja, presudnih mjesta brana, za istraživanje mineralnih sirovina, vodonosnih horizonata, debljine prekrivača u karstu, dubljine geoloških substrata kod debelih sedimentnih prekrivača i dr.

Ispitivanja se provode duž profila koji mogu biti dužine od 1m do 50 m. Seizmičkim ispitivanjem može se definirati slijedeće:

- strukturna građa masiva - stanje i svojstva radne sredine u pogledu deformabilnosti,

ispucalosti, diskontinualnosti, napregnutosti, nehomogenosti, anizotropije, mehaničkih karakteristika

- istraživanje nivoa podzemne vode- istraživanja svih pojava u karstu- istraživanja vezana za uslove miniranja u stijeni - istraživanja vezana za seizmičku reonizaciju od mikrorejona za

jedno naselje do širih gradskih područja ili regija.

Seizmička istraživanja daju tkz. dinamičke parametre koji se na bazi različitih korelacija mogu pretvoriti u statičke koji dalje služe za projektovanje. Seizmičke metode se koriste i u ispitivanju konstrukcija (defekti u betonu, prsline i pukotine u masivnim betonskim konstrukcijama).

SEIZMIČKA ISPITIVANJA U RAZMJERI 1:1

Ispitivanja u stijenskim masama najčešće se izvode tamo gdje djeluje čovjek kada gradi na ili u stijenskoj masi. Stijenska masa je prirodna radna i noseća sredina koja je anizotropna, diskontinualna (ispucala) i nehomogena (različitog litološkog sastava).

Prije, za vrijeme i nakon izgradnje u stijenskoj masi provode se razna ispitivanja za utvrđivanja sastava i svojstava stijenske mase (fizička, mehanička, geofizička ispitivanja).

55

Seizmika spada u tkz. nedestruktivne metode, brze, jeftine-ekonomične, tako da daje informacije prije, za vrijeme i nakon gradnje na terenu. Seizmika spada u dinamičke, a ispitivanja deformabilnosti stijena u statičke metode. Zbog razlike u cijeni, potrebnih pripremnih radova, brzine izvođenja, korištenja aparatura, uvijek se pravi korelacija između rezultata statičkih i dinamičkih ispitivanja i pokušava pronaći zakonitost između statičkih i dinamičkih rezultata. Ako ta zakonitost postoji (a najčešće tako jest) tada se statičke metode zamjenjuju dinamičkim tamo gdje god je to moguće zbog ekonomičnosti i brzine dobijanja rezultata.

Pošto se ne može definisati teorijski korelaciona veza npr. Između deformabilnosti stijene i brzine prostiranja talasa tada se za svaki pojedinačni slučaj ta korelacija pokušava ustanoviti eksperimentalnim putem i onda po teoriji sličnosti prevoditi na druge situacije.

Statička i dinamička ispitivanja tako zahvataju iste zapremine gdje je stijena u istom stanju, sa istim stepenom oštećenja i drugim relevantnim faktorima koji utiču na krajnji rezultat. Pošto se stijenska masa u principu smatra kao diskontinualna (ispucala) posebno u blizini površine zemlje tada se seizmičkim ispitivanjem na površini može odrediti kvalitet stijene po dubini a kontrolnim bušenjem i potvrditi dobiveni rezultat. Bušenje je tačkasto ispitivanje vezano za jedno mjesto, jedan profil, po vertikali, skupo, vremenski traje dugo, a seizmika može od ušća bušotine koristiti povratni ili spojni tok operacija raspoređujući profile zrakasto, ispitati veliku površinu gdje se za interpretaciju koriste i rezultati bušenja. Na isti način može se utvrditi homogenost (dati odgovor na pitanje kakva su fizička svojstva stijene) ili anizotropija (promjena fizičkih svojstava u različitim pravcima).

Anizotropija stijenskih masa uslovljena je stepenom ispucalosti, uslovima slojevitosti, stepenom škriljavosti, prisustvom klivaža, postojanjem velikih diskontinuiteta, boranjem i dr. Od velikog značaja je i ispitivanje prirodne napregnutosti stijenske mase u uslovima djelovanja tkz. primarnog stanja napona ili ako na stijenu djelujemo opterećenjem tada se isiputje tkz. sekundarno stanje napona u stijenskoj masi.

Seizmikom se može ispitati i uspješnost zapunjavanja pukotina cementom ili drugim vezivim materijalima kako bi se smanjila anizotropija i povećala homogenost. To se direktno odražava na brzinu prostiranja seizmičkih talasa pa je seizmika u ovom slučaju tkz. kontrolna metoda. Seizmikom se mogu istraživati postojanje pukotina u betonu (betonske brane masivne konstrukcije) i uopšte u ispitivanju različitih defekata.

56

Seizmika služi i za i tkz. mikroseizmičku rejonizaciju, odnosno utvrđivanje seizmotektonske i seizmogenetske osobine područja na kojima će se praviti pojedinačni objekti, fabrike, naselja i dr. Mikroseizmička rejonizacija određuje stepen pogodnosti terena za izgreadnju objekta na osnovu regionalnih i lokalnih seizmogeoloških faktora.

Obavezno se koristi za urbanističko projektovanje i izgradnju. Za mikroseizmičku rejonizaciju veoma važno je poznavanje inženjersko-geoloških svojstava terena. Na osnovu tih svojstava može se odrediti približan stepen seizmičnosti s tim da različiti autori različito procjenjuju stepen seizmičnosti na osnovu inženjersko-geoloških karakteristika određenog rejona. Tu je posebno važan uticaj reljefa odnosno nagiba padina, debljina prekrivača, vrsta stijene substrata ili osnovne stijene na kojoj je prekrivač primarnog ili sekundarnog porijekla i drugi uticaj.

Seizmičnost se može izraziti preko energije seizmičkih talasa :

E = Gdje je : E – energija talasa V – brzina longitudalnog talasa - gustina ispitivane sredine c – brzina oscilovanja materijalne tačke pobuđene seizmičkim talasom

Ako talas prelazi iz gušće u rjeđu sredinu (npr. iz krečnjaka u glinu) tada on gubi energiju jer je V i u glinovitom materijalu manje nego u krečnjaku. Na ovo dalje utiče dubine do nivoa podzemne vode, stabilnost terena padine, postojanje izmjene sedimenata (šljunak, pijesak, glina i dr.). U principu ako je dubina do nivoa vode veća od 10 m tada voda ne utiče na povećanje stepena seizmičnosti terena. Što je voda bliže površini terena odnosno dubini temeljenja stepen seizmičnosti se povećava.

Savremeni pristup određivanja stepena seizmičnosti terena zahtjeva ispitivanje brzine oscilovanja tla, izračunavanje seizmičkog koeficijenta tla, reakcija tla i odziv konstrukcije, vremenska istorija mikroseizmičkih aktivnosti i drugi faktori.

57

U principu svaka mikroreonizacija zahtjeva tkz. poluempirijske izraze gdje se konstante za širi region utvrđuju na osnovu seizmo-geoloških osobina terena, odnosno preko regionalnih seizmičkih osobina računamo seizmičnost užih područja.

SEIZMIČKI HAZARD

Racionalno projektovanje i potreba za sigurnom gradnjom građevinskih objekata u pogledu stabilnosti objekta prilikom zemljotresa zahtjeva analizu odziva konstrukcija na zemljotrese. Projektovanje takvih objekta podrazumjeva tzv. aseizmičko projektovanje koje se zasniva na totalnom seizmičkom hazardu. Seizmički hazard je dio prirodnog hazarda i predstavlja vjerovatnoću pojavljivanja zemljotresa odgovarajućih karakteristika u određenom mjestu a na osnovu proučavanja postojećih podataka o zemljotresima.

Seizmički hazard definiše se sa 3 međusobno zavisna parametra :

1. parametra oscilovanja tla2. povratni period zemljotresa 3. vjerovatnoću realizovanja takvog događaja

Parametar oscilovanja podrazumjeva brzinu, ubrzanje i amplitudu oscilovanja tla u okviru određenog povratnog perioda i sa definisanom vjerovatnoćom. Ovaj parametar se definiše na osnovu analiza prethodnih zemljotresa. Pri tome se izdvajaju oni zemljotresi koji su imali najveći uticaj na dato područje. Povratni period podrazumjeva ponovljivost zemljotresa određenih frekventnih karakteristika u određenim seizmogenim zonama.

Za analizu seizmičnosti lokacije utvrđuje se zakon slabljenja seizmičke energije na putu od mjesta pojave do tačke posmatranja. Zato se nude različite empirijske formule različitih autora. Vjerovatnoća realizacije datog događaja definiše se na osnovu zakona vjerovatnoće i specifičnih formula pojedinih autora.

PRORAČUN SEIZMIČKIH UTICAJA NA KONSTRUKCIJE

Za proračun seizmičkih uticaja na konstrukcije kod građenja možemo koristiti kartu seizmičke rejonizacije koja je izrađena 1967. Rejoni su podjeljeni na osnovu zemljotresa koji su zabilježeni u istoriji. Seizmička opasnost i potrebni parametri za projektovanje i proračun objekata

58

određuju se na osnovu podataka o detaljnoj seizmičkoj rejonizaciji područja i seizmičkoj mikrorejonizaciji za pojedine objekte. Prije svega izvodi se kategorizacija tla u pogledu eizmičnosti.Osnova za kategorizaciju su :

- inženjersko – geološke karakteristike terena - hidrogeološke karakteristike terena - inženjersko geofizičke karakteristike terena

U principu tereni se mogu svrstati u 3 kategorije :

1. prava kategorija – stjenovita i polustjenovita tla (magmatske stjene, škriljci, krečnjaci, čvrsti laporci, cementovani konglomerati i dr.) i dobro zbijena tvrda tla čija je debljina manja od 60 m, iznad čvrste geološke formacije. Brzina transverzalnih talasa vs=vt=800 m/s.

2. druga kategorija – polučvrste stjene i tvrda tla (zbijeni šljunak, pijesak, prah, prekonsolidovane gline, i dr. čija debljina je veća od 60 m iznad geološkog substrata. Brzina transverzalnih talasa 200 (m/s)≤vs=vt≤800 (m/s).

3. treća kategorija – malo zbijena i meka tla (šljunak, pjesak, glina) čija debljina je od 5 – 60 m a brzina talasa vs<200 (m/s).

Pošto zemljotres može da proizvede različite efekte u tlu izražene kao klizišta, tečenje materijala, odroni, urušavanja i dr. za svaki pojedini slučaj utvrđuje se i karakteristika tla u pogledu svojstava tla na specifično ponašanje.

PRORAČUN OBJEKATA NA DEJSTVO SEIZMIČKIH SILA

Izvodi se na osnovu pozantih komponenti koje objekat izvode iz ravnotežnog stanja. Jedan od uticajnih faktora je tzv. koeficijent seizmičnosti ks koji predstavlja odnos ubrzanja a za tlo djelovanjem seizmičkog talasa a g je ubrzanje sile zemljine teže.

Tako se npr. a za kategorije tla kreće u rasponu :

1. 0,402. 0,453. 0,50

Ostali faktori su vezani za konstrukciju i utvrđuju se ili eksperimentalno ili na bazi odsadašnjih saznanja o ponašanju konstrukcija.

59

SEIZMIKA MINIRANJA

Tehnika miniranja u inženjerstvu je prisutna u mnogim granama ljudske djelatnosti (uklanjanje objekata gradskim područjima, iskopi u stijeni, masovna miniranja na kamenolomima i površinskim kopovima, specijalna miniranja u masivnim konstrukcijama, pod vodom, miniranja kod seizmičkih istraživanja i dr.). Isti efekat kao i miniranje proizvode i ubojita explozivna sredstva. Seizmički talasi koji nastaju prilikom miniranja vrlo su slični talasima koji nastaju prilikom zemljotresa. Seizmički efekat miniranja je zbog sličnosti talasa vrlo sličan efektima zemljotresa (oštećenja i rušenja objekata). Uloga geologa je da u svakom specifičnom slučaju utvrdi da li su i koliko oštećeni objekti u blizini mjesta miniranja od seizmičkog efekta miniranja ili od drugih inženjersko geoloških procesa i pojava koji mogu nastati na datim terenima.

Seizmičnost miniranja

Prilikom miniranja u stjenskoj masi javljaju se seizmički talasi koji se šire ne sve strane izazivajući elastične deformacije u terenima koji mogu biti vrlo udaljeni od mjesta miniranja. Udaljenost na kojoj se javljaju elastične deformacije dana je empirijskom formulom gdje je k koeficijent koga biramo iz tabela,zavisi od vrste stjenskog materijala ili tla a Q količina ekspoziva u izvedenom miniranju. U principu svako miniranje se izvodi radi izvršenja korisnog rada gdje se troši oko 95% proizvedene energije a samo 5% otpada na seizmički efekat. Ovaj seizmički efekat odražava se na objekte tako da na zidovima proizvodi pukotine i prsline najčešće koso od ivica otvora (prozori i vrata), zatim vertikalno u temelju, otpadanje plafona (maltera) u sobama sprata i dr. Pošto slične efekte proizvodi i smrzavanje tla, slijeganje objekata, zagrijavanje zidova i hlađenje to je potrebno praviti razliku između efekata miniranja i drugih faktora prisutnih na terenu. Najmjerodavniji način da se odredi efekt miniranja u svakom potrebnom slučaju je da se u blizini objekta za koga se predpostavlja da je oštećen od miniranja izmjeri brzina prostiranja seizmičkih talasa, odnosno dobiju zapisi o oscilovanju čestica, sa brzinama pojedinih tipova talasa, frekvencijom oscilovanja, ubrzanjima i dr. Pošto je miniranje trenutni proces to je i seizmički efekt miniranja kratkotrajan pa su zapisi izvršenih mjerenja najmjerodavniji dokaz uticaja miniranja na objekat. Od geoloških uticajnih faktora najvažniji su :

- prisustvo podzemne vode koja povećava seizmičnost

60

- promjena litoloških članova od tvrdih ka mekšim što smanjuje seizmičnost

- blizina substrata ispod trošne ili rastresite ili dograđivane sredine što povećava seizmičnost itd.

Intenzitet oscilacija na površini terena zavisi od tzv. seizmičke impedance i sredine u kojoj se izvodi mjerenje i seizmičke impedance sredine na kojoj se nalazi objekat. Energija αz seizmičkog zraka ili putanje duž koje se prostire seizmički zrak je

E = c2vρ

v– brzina prostiranja seizmičkih talasa ρ - gistina materijal c – brzina oscilovanja čestica materijalne sredine vρ predstavlja tzv. seizmičku impedansu

E1=E2=v1c12 ρ1 = v2 c2

2 ρ2

1 – sredina u kojoj se vrši miniranje 2 – sredina na kojoj se nalazi objekat

Efekti miniranja se smnjuju ako je pravilno određena vrijednost seizmičke impedanse exploziva i terna u kojem se izvodi miniranje. Tada je brzina oscilovanja tla izražena preko konstante c minimalna pa time i seizmički učinak na objekte minimalan.

OCJENA INTENZITETA KOD POTRESA MINIRANJA

I ako postoje sličnosti između zemljotresa i potresa koji nastaju usljed miniranja, ipak postoje razlike koje se ogledaju u vremenu trajanja potresa, a i periodu oscilovanja i dr. zbog toga se ne može koristiti MCS skala za ocjenu inteziteta potresa izazavanih miniranjem. Za ovu svrhu postoje posebne skale kao npr. skala bivšeg SSSR koja kao i MCS skala ima 12 stepeni zavisno od brzine oscilovanja tla koja je izražena u (cm/s).

GEOELEKTRIČNE METODE ISTRAŽIVANJA

Geoelektrična ispitivanja predstavljaju važna ispitivanja u inženjerskoj geofizici. Veliku primjenu imaju u inženjerskoj geologiji i hidrogeologiji , rudarstvu , pri istraživanju mineralnih sirovina i pri istraživanju građevinskog materijala . U geotehnici se obavezno izvode radi

61

definisanja svojstava radne sredine (predgradnih mjesta brana , temeljenja velikih građevinskih konstrukcija i dr).

Geoelektrika se često koristi za istraživanje vodonosnih sedimenata, radi iznalaženja ležišta vode. Geolelektrične metode zasnivaju se na činjenici da minerali koji grade stijene različitog litološkog svojstva imaju različita el. svojstva ili svojstva provodljivosti el. struje. Neka geološka tijela zbog svog sastava uzrokuju i prirodnim uslovima el. polja koja izazivaju tkz. električne anomalije koje se mogu registrovati na površini terena. Geoelektrika omogućava da se ispitivanja izvode na površini, po dubini, u bušotinama, iz aviona i iz kosmosa satelitima.

KLASIFIKACIJA GEOELKTRIČNIH METODA

Izvodi se na osnovu porijekla i fizičkog svojstva polja i struja koje se provode kroz tlo. U primjenjenoj geofizici ispituju se :

1. prirodna geoelektrična polja 2. veštačka geoelektrična polja

Prirodna geoelektrična polja nastanu spontano u području određenih geoloških struktura gdje se pojavljuje fizičko-hemijska aktivnost koja uzrokuje nastajanje el. polja. Prirodna polja mogu biti stacionarna ili se mogu mijenjati sa vremenom. Stacionarna polja registruju se i mjere sa dvije metode :

1. metoda sopstvenog potencijala 2. metoda izazvane polarizacije 3. druge metode koje se rjeđe koriste

Promjenljiva regionalna polja koriste :

1. metodu telurske struje 2. magnetno telursko sondiranje 3. magnetno telursko profiliranje 4. druge metode koje se rjeđe koriste

Vještačka geoelektrična polja nastaju provođenjem vještački izazvane ili proizvedene struje jednosmjerne ili izmjenične različite frekvencije. Vještačka polja se dijele na :

1. konstantna ili stacionarna geoelektrična polja 2. promjenljiva geoelektrična polja

62

Konstantna geoelektrična polja nastaju provođenjem istosmjerne struje kroz tlo. Svi postupci konstantnih-stacionarnih polja nazivaju se jednim imenom metoda specifičnog el. otpora ( SEO ).

U metode SEO spadaju:

1. metoda geoelektričnog sondiranja 2. metoda geoelektričnog kartiranja 3. metoda uronjene elektrode 4. metoda dipolnog sondiranja i dr.

Promjenjiva geoelektrična polja nastaju provođenjem izmjenične struje kroz tlo direktno preko elektroda ili indukovanim putem.

Postoji u osnovi dvije osnovne metode :

1. metoda niskofrekventnih polja 2. metoda visokofrekventnih polja

Metoda niskofrekventnih polja sadrži slijedeće pojedinačne metode:

1. metoda izazvane polarizacije 2. metoda indukcije 3. metoda odnosa gradijenta potencijala 4. metoda frekventnog sondiranja 5. metoda uronjenog tijela 6. metoda dipolnog inuktivnog profiliranja 7. druge metode

Metode visokofrekventnih polja sadrže slijedeće metode :

1. metoda indukcije 2. metoda radiotalasnog prozračivanja 3. metoda radioizvora i dr.

Neke od svih nabrojanih metoda primjenjuju se vrlo široko a neke samo vrlo specifično usko za rješavanje određenih problema. Zavisno od karaktera problema koga treba rješiti.

USLOVI PRIMJENE GEOELEKTRIČNIH METODA

63

Za primjenu geoelektričnih metoda neophodno je da postoje slijedeći preduslovi :

1. značajne razlike geoloških sredina po njihovim električnim svojstvima

2. povoljna strukturno-geološka građa terena ( jednostavniji strukturni oblici ) kao i povoljan odnos debljina materijala na kojima se vrše ispitivanja.

3. da ne postoji geološki medij koji djeluje kao ekran ispod kojeg se ne mogu provoditi ispitivanja

4. da ne postoji uticaj različitih smetnji kod geoelektričnih mjerenja ( postojanje industrijskih postrojenja, drugih izvora el. struje, kompliciranih geoloških odnosa, instrumenata koji se koriste i dr. )

Na mjerenja najčešće utiču industrijske struje frekvencije od 50 Hz, zatim jaka el. uzemljenja , tramvaj, električne željeznice, blizina radarskih postrojenja, radiodavači i sve drugo što na određeni način koristi ili proizvodi el. struju a nalazi se u blizini mjerenja. Kod el. njerenja dubina zalijeganja pojedinih slojeva ili tijela kao i oblik utiče na mogućnost i tačnost geoelektričnog istraživanja. Poseban uticaj ima topografija terena. Složena topografija mijenja oblike dijagrama, stvara različite veličine prividne el. otpornosti i skoro potpuno isključuje pojedine metode mjerenja.

ELEKTIČNA SVOJSTVA STIJENA I FORMACIJA

Mogućnost primjene geoelektričnih ispitivanja zasnovana je na činjenici da minerali koji izgrađuju stijensku masu imaju različita električna a djelimično i magnetna svojstva.Osnovna svojstva stijenskih masa koja se koriste za el. ispitivanja su :

1. elektrohemijska aktivnost2. električna pprovodljivost ( ) ili recipročna vrijednost el

provodljivosti označena kao specifičnael.otpornost ( ).3. dielektrična konstanta ( ) 4. magnetna permeabilnost ( )5. polarizacija sredine pod uticajem spoljnih el. polja

ELEKTRO HEMIJSKA AKTIVNOST

64

Elektro hemijska aktivnost predstavlja sposobnost geološke sredine da u prirodnim uslovima generiše ’geoel. polje’ usljed fizičko-hemijskih procesa koji se u toj sredini odvijaju, a to su :

a ) oxidaciono redukcioni procesi kod metaličnih mineralnih sirovina b ) difuzija jona iz jedne sredine u drugu sredinu kod kontakta dvaju različitih geoloških tijela.c ) proticanje podzemne vode različitog hemijskog sastava kroz pore i pukotine u stijenskoj masi ( filtracija podzemnih voda ) d ) potencijal polarizaccije pri protoku struje kroz elektrolite ili stijene koje sadrže jone.

Potencijal oxidacije je poznat iz fizike da ako uronimo metalnu šipku u rastvor nastaje razlika potencijala.Takođe ako dva različita metala uronimo u rastvor nastaće razlika potencijala između tih elektroda. U prirodi rudna tijela bliže površini nalaze se u tkz. oxidacionoj zoni, a dublje u tkz. redukcionoj zoni. Tako nastaje kretanje struje u prirodnim uslovima što izaziva anomalije koje se geoelektričnim sondiranjem mogu registrirat. Potencijal difuzije nastaje miješanjem rastvora različitih koncentracija i hemijskog sastava. Tako se prilikom bušenja registruje potencijal difuzije pri kontaktu isplake za bušenje sa vodom iz masiva.

Potencijal filtracije ili proticanja vode nastaje kada se iz rudnih tijela procjeđuje voda od površinskih padavina.Potencijal polarizacije nastaje protokom struje kroz elektrolite koje najčešće predstavlja podzemna voda različite koncentracije jona. Koncentracija jona se mijenja na putu podzemnog toka što je osnova za mjerenje.

Zajednička crta svim naprijed navedenim metodama je prirodna uslovljenost u blizini rudnih tijela čime se stvaraju anomalije koje se osjetljivim instrumentima mogu registrirati, izučavati i donositi zaključci o stanju u podzemlju na osnovu mjerenja na površini, u bušotinama ili u podzemlju u rudniku.

ELEKTRIČNA PROVODNOST (σ)

Zavisno od sredine koju ispitujemo, zavisi od :

- mineraloško – petrološkog sastava stijena (tla)- strukturno – teksturnih osobina

65

- uslova izmjene geološke sredine i dubine zalijeganja

Specifični električni otpor (SEO) minerala koji čine stijenu uglavnom je vrlo visok i do 106 Ωm . Izuzetak čine samo sulfidi (pirit, galenit, halkozin, kovelin i drugi) a zatim oksidi (magnetit, kasiterit), zatim visoko karbonizirani ugljevi (antracit) i još neke mineralne materije koje ako se nađu u visokoj koncentraciji npr. u rasipnom ležištu mogu vrlo značajno da smanje (SEO). Geološke sredine su najčešće porozne, ispucale, vlažne sa rastvorima koji sadrže mineralne soli pa je provodnost stijena često pod velikim uticajem ith sekundarnih pojava, nastalih strujanjem rastvora koje nosi voda.

Provodnost stijene u opštem slučaju se može izraziti na sljedeći način.

gdje su ρx i σx specifična el. otpornost (ρx ) i provodnost (σx ) za ispitivanu sredinu. C je konstanta koja zavisi od poroznosti ispitivanog materijala. V1 je zapremina pora u geološkoj sredini.

Vrlo široke promjene specifične el. otpornosti za pojedine geološke sredine zahtjevaju često korištenje osnovne geološke karte ili detaljnih karata da bi se dobila opšta predstava o sredini u kojoj se izvode ispitivanja. SEO zavisi od temperature sredine pa se sva mjerenja najčešće svode na temperaturu 18 oC kao referentnu temperaturu.

Geološka sredina je najčešće anizotropna što podrazumijeva da je na vertikalnom profilu izmjenjuju litološki članovi koji mogu imati različitu specifičnu otpornost. Npr. SEO duž slojevitosti ρt ja manja od električne otpornosti normalno na slojevitost ρn. Ovu osobinu stijena nazivamo anizotropijom koja se definiše koeficijentom

λ – koeficijent anizotropije kod sedimenti stijena ide od 1 – 3

Broj ρn je specifična električna otpornost normalno na slojevitost, ρt je SEO duž slojevitosti. Anizotropija je pojava da neka geološka sredina u različitim pravcima ima različitu SEO.

Anizotropiju možemo posmatrati na više načina:

66

Pseudoanizotropija nastaje u geološkoj sredini koja se sastoji iz više slojeva koji se u krajnjem slučaju mogu zamijeniti jednim debelim slojem sa ekvivalentnim SEO.

Mikroanizotropija se javlja kada imamo smjenjivanje slojeva male debljine ali sa različitim SEO ( škriljci sa različitim umecima, smjenjivanje lapora i pješčara, smjenjivanje lapora i krečnjaka i dr.) Ova anizotropija se najčešće ne registruje geološkim mjerenjima.

- Makoroanizotropija se javlja u geološkim uslovima kada se smjenjuju slojevi različite el. otpornosti i debljine. Kriva geološkog sondiranja to registruje kao jednu sredinu.

- Opšta anizotropija nastaje u složenim geološkim kompleksima gdje je prisutna makro i mikro anizotropija u većem obimu. Kod geoelektričnih mjerenja najčešće se susrećemo sa opštom anizotropijom gdje se izdvajaju geološke sredine bez raščlanjivanja sastava materijala u svakoj pojedinoj sredini.

PROMJENJIVA REGIONALNA POLJA

Osim prirodnih električnih polja koja nastaju zbog sopstvenog potencijala i koja imaju lokalni karakter postoje električna polja koja su prouzrokovana strujama koje teku kroz cijelu zemljinu kuglu, tj. telurskim strujama. Telurske struje teku oko i kroz zemlju i sve se više koriste u geološkim istraživanjima. Razlika potencijala između 2 tačke približno je proporcionalna rastojanju tih tačaka.

Telurske struje daju u svakoj tački zemljine površine tzv. telursko polje koje ima određeni pravac i intenzitet djelovanja. Svakoga dana telursko polje ima 2 maksimum i 2 minimuma a njegov smjer i pravac poklapa se sa pravcem magnetnog meridijana na srednjim geološkim širinama, dok je skoro normalan (smjer i pravac) na magnetni meridijan na manjim geološkim širinama. Srednje dnevno polje približno je jednako nuli.

Primjena telurskih struja moguća je u zonama gdje su mogući premećaji horizontalnom strujnog toka. Npr. sona doma skreće strujne tokove zbog toga što sona doma nije provodnik struje. To skretanje telurske struje dovodi do koncentracije strujnih linija (linija toka telurskih struja) u blizini površine zemlje što povećava intenzitet vektora telurskog polja iznad sone dome.

67

Svaka anomalija u mjerenjima telurskih struja indicira postojanje neke anomalije u geološkoj građi ispod površine terena što dalje zahtjeva detaljnija istraživanja. Ova mjerenja se mogu izvoditi iz zraka tako da se velike površine terena mogu istražiti u kratkom vremenu.

UVOD

U fizici, električno polje je pojava, stvorena naelektrisanjem ili magnetnim poljem promenljivim u vremenu, koja deluje silom na naelektrisane objekte u polju. SI jedinica električnog polja jeste njutn po kulonu, ili volt po metru, što je isto. Električno polje sadrži električnu energiju sa gustinom energije proporcionalnoj kvadratu intenziteta polja. Električno polje postoji oko svakog naelektrisanja; smer linija polja u nekoj tački jednak je smeru sile koja deluje na pozitivno probno naelektrisanje u toj tački. Intenzitet električnog polja u nekoj tački definisana je kao količnik intenziteta kulonove sile koja deluje na pozitivno naelektrisanje postavljeno u tu tačku i količine tog naelektrisanja.Električno polje jeste vektorska veličina, a jačina električnog polja jeste intenzitet tog vektora.

Elektrostatičko polje ili električno polje jest prostor oko elektriziranog tijela u kojemu se manifestira djelovanje električne sile. Elektrizirano tijelo sa svojim poljem tvori materijalni sustav. Električno djelovanje polja je privlačno kad su elektriciteti raznoimeni, i odbijajuće kad su elektriciteti istoimeniElektrična i magnetna polja se dijele u dvije grupe: prirodna i tehnička električna i magnetna polja.

PRIRODNA ELEKTRIČNA POLJA

Prirodna električna polja potiču od geološki izazvanih polja (telurske struje i sopstvena polarizacija) ili od atmosferskog elektriciteta koji je u neposrednoj vezi sa jonizacijom vazduha. Postojanje prirodnog električnog polja nastaje usljed razlike potencijala pozitivno naelektrisanog zemljišta i elektriciteta izazvanog meteorološkim pojavama (130 V/m do maksimalnih 10 kV/m usljed pražnjenja munjom). Udisanjem, čovjek dnevno unese oko 20000l vazduha, a time se u pluća uvode joni čije je naelektrisanje reda 10-14 A. Utvrđeno je da dominacija negativnih jona povoljno utiče na organizme, dok pozitivni joni uzrokuju zamor, glavobolju i indisponiranost.

68

Prirodna električna i magnetna polja obuhvaćaju:

1. magnetno polje zemlje (0,5 Gausa), 2. neutralno električno polje zraka, 3. rezonantna frekvencija zemlje (ca 10 Hz), 4. promjenjivo atmosfersko polje (0 - 30 Hz) 5. kozmički i terestrički mikrovalovi, 6. radiovalovi sa sunca i iz kozmosa, 7. infracrveno zračenje,

Magnetno polje

Slika 1. Magnetno polje

U fizici magnetno polje je relativistički deo električnog polja, kako je to objasnio Albert Ajnštajn. Kada se naelektrisanje kreće u odnosu na posmatrača, električno polje ovog naelektrisanja usled zakrivljenosti prostora posmatrač ne vidi kao sferno simetrično (a ni kao radijalno usled dilatacije vremena)) u odnosu na naelektrisanje i mora se proračunavati koristeći Lorencovu transformaciju. Jedan od proizvoda ove

69

transformacije jeste komponenta električnog polja koja deluje samo na pokretna naelektrisanja - i zovemo ga magnetno polje.

Elektromagnetska polja dio su svakodnevnog života. Proizvode ih svi kućni uređaji: sušila za kosu, televizijski prijamnici, dalekovodi, televizijske i radijske postaje, bazne postaje mobilne telefonije itd. Mogu se širiti daleko od svojih izvora i sastoje se od dva djela: električnog i magnetskog polja.Obje vrste polja stvorene su pomakom elektriciteta, zrače u okolni prostor i snaga im se značajno smanjuje s udaljenošću. Međutim, postoji razlika: električno polje postoji uz razliku potencijala čak i kad ne postoji tijek struje, dok se magnetsko polje stvara samo uz električnu struju. Druga bitna razlika je njihova otpornost na oklapanje. Električna polja su osjetljiva na sve što im je na putu, dok s druge strane magnetska polja prolaze kroz sve objekte osim onih koje imaju veliku koncentraciju željeza. Na nižim frekvencijama, istraživanja utjecaja elektromagnetskih polja rade se uglavnom s magnetskim poljima.Elektromagnetski spektar je podijeljen ovisno o frekvenciji i valnoj duljini. Gama zrake, x-zrake (rendgensko) i ultraljubičasto zračenje poznato je kao ionizirajuće zračenje. To zračenje ima dovoljno visoku energiju za kidanje kemijskih veza, pa oštećuje biološke makromolekule kao što su proteini/enzimi, nukleinske kiseline i dr. što dovodi do bioloških promjena u organizmu (npr. nastanka malignih oboljenja). Zračenje na nižim frekvencijama (mikrovalno zračenje) nema tu energiju pa se donedavno nisu smatrala opasnima. Iako dosad nije pronađena izravna veza učinka mobilnih telefona i dalekovoda na ljudsko zdravlje, ta se mogućnost ne može potpuno odbaciti [1,2]. U novije vrijeme istražuje se utjecaj zračenja elektromagnetskih polja na antioksidativne enzime koji imaju važnu ulogu u sprečavanju oksidativnog stresa koji može biti uzrok raznim bolestima. Većina studija u svijetu rađena je na životinjama, međutim utjecaj zračenja elektromagnetskih polja važno je istraživati i na biljkama zbog njihove poljoprivredne i ekološke važnosti. Nadalje, postoji velika sličnost u građi ljudskih, životinjskih i biljnih stanica.Simuliranje uvjeta zračenja nije jednostavan zadatak i potrebna je dobra priprema kao i korištenje numeričkih metoda, ispitivanja i mjerenja. Helmholtzovi svici i TEM komore rabe se za pokuse u elektromagnetskoj kompatibilnosti dugi niz godina, a u zadnje vrijeme i u biomedicinskim istraživanjima. Pokusi s biološkim materijalom uključuju stvaranje uvjeta istovjetnih stvarnim. Ljudi su svakodnevno izloženi različitim vrstama elektromagnetskog polja u većoj ili manjoj mjeri. Ta izloženost uključuje profesionalnu (npr. radnici koji rade s radarima) i svakodnevnu (zračenje pokretnog telefona tijekom razgovora). Elektromagnetski izvori kojima su ljudi izloženi različitih su snaga i frekvencija. Na niskim frekvencijama (50

70

Hz) izloženi smo zračenju dalekovoda za prijenos električne energije. Najrašireniji izvori elektromagnetskog zračenja su odašiljači radiodifuzije zvuka i televizije, bazne postaje sustava mobilne telefonije te mobilni telefoni i uređaji bežičnih telefona. FM odašiljači za radiodifuziju zvuka rade u području od 88 do 108 MHz, a televizijski odašiljači od 47 do 68 MHz, od 174 do 230 MHz i od 470 do 862 MHz. Polje tih izvora izravno ovisi o udaljenosti i opada s kvadratom udaljenosti. Bazne postaje GSM sustava mobilne telefonije rade u frekvencijskom pojasu oko 900 MHz i oko 1.800 MHz, a bežični telefoni DECT sustava u području 1.880 MHz. Snaga bazne postaje može biti i reda veličine stotina vata, dok je vršna snaga pokretnog telefona uglavnom do 2 W. Instrumentacija Objekt koji se ispituje može biti smješten u takozvano ‘blisko’ ili ‘daleko’ polje. U dalekom polju (slika 1) ne može se znati je li mjereno magnetsko ili električno polje stvoreno magnetskim ili električnim izvorom. Omjer električnog (E) i magnetskog polja (H), tj. impedancija vala (Zw), karakteristična je impedancija okolnog medija i dana je izrazom:Zw = E/H = 120π= 377 Ω (1)

Magnetno polje Zemlje

Magnetno polje, a samim tim i magnetna indukcija, su prisutni svuda oko nas. Mi ih ne primećujemo ali čak i naše telo proizvodi slabo magnetno polje. Ono se može primetiti pomoću specijalnih kamera koje registruju magnetna polja koje objekti proizvode. Manifestuje se u obliku zračenja koje okružuje naše telo. To je naša aura. Planeta Zemlja takođe poseduje svoje magnetno polje. Ono nas štiti od štetnih uticaja koji dolaze iz svemira, a prevashodno od jonizovanih čestica koje dolaze od Sunca.

U uobičajnom primjenama u tehnici koriste se jačine magnetne indukcije do 3-4 T. Kao gravitaciono i električno polje i jačina magnetnog polja opada sa rastojanjem, a samim tim i jačina magnetne indukcije. Intenziteti magnetne indukcije prirodnih izvora magnetnog polja na Zemlji se kreće u velikim granicama. Čovekov mozak proizvodi magnetnu indukciju jačine 100·10-15 T. Magnetni polovi Zemlje stvaraju magnetnu indukciju milijardu puta većeg intenziteta. Jačina magnetne idukcije koje je čovek proizveo prilikom raznih ispitivanja se kreću u mnogo većim granicama.Planeta Zemlja ima magnetno polje. Uzrok tome je Zemljino tečno jezgro koje se neprestano kreće. Elektrostatičke i električne pojave (kretanja naelektrisanih čestica) u Zemljinoj unutrašnjosti i u litosferi i atmosferi

71

uslovljavaju pojavu magnetnog polja Zemlje. Magnetno polje Zemlje je promenljivo jer su i spomenute njegove uzročne pojave promenljive. Zbog toga i zemljini magnetni polovi menjaju svoje mesto. To je sve zapisano u stenama (litosferi). Analizom geoloških zapisa u stenama mi danas možemo da govorimo o ovome. Magnetizam nije potpuno objašnjena pojava.

U stvaranju magnetnog polja Zemlje učestvuju i spoljašnji kosmički faktori. Najznačajniji i najveći uticaj ima Sunce. Promene koje nastaju, javljaju se kao posledica erupcija na Suncu, Sunčevih pega, Sunčevog vetra. Sunce ima i uticaj plime na magmu ili lavu. Mesec takođe menja Zemljino magnetno polje. On kao i Sunce utiče na kretanje lave. Čovek se od davnina divio prirodnim magnetima. Zvao ih je garantom besmrtnosti i univerzalnim isceliteljem.

Magneti deluju na žive organizme i utiču na razvoj života na Zemlji. Elementarni magneti (atomi) su činioci svakog živog organizma. Između njih i magnetnog polja Zemlje postoji neprestana interakcija.

Lečenje pomoću magneta predstavlja danas granu medicine koja se zove magnetoterapija. Magnetna indukcija izaziva zagrevanje tkiva i poboljšava mikrocirkulaciju krvi.

Magnetno polje nas štiti od štetnog Sunčevog zračenja. Ali, delovanje magnetnog polja je i štetno. Pojave nekih bolesti (rak) istraživači objašnjavaju uticajem Zemljinog magnetnog polja. Ako se čovek nalazi u ²nultom² polju (bez prirodnog magnetnog uticaja) može duže da radi i da ne oseća umor. MAGNETNO polje Zemlje nastaje duboko u Zemljinoj kori zbog obrtanja tečnog jezgra, koje je sačinjeno od metala i ova mehanička energija se pretvara u elektro-magnetizam. Na sličnom principu radi generator u automobilu, koji pretvara mehaničku energiju u električnu. Niko ne zna zbog čega se periodično magnetni polovi na Zemlji obrću, ali naučnici smatraju da uzroke treba tražiti u turbulentnim kretanjima tečnog gvožđa u Zemljinom jezgru.Održavanje električnog polja u atmosferi

Električne pojave u donjoj atmosferi mogu se uzeti kao neovisne o globalnom električnom kondenzatoru kojemu je jedna ploča negativno nabijena Zemljina površina, a druga ploča koncentrirani pozitivni naboj ispod sloja izjednačenja, na visini baze najnižeg ionosferskog sloja (70 do 80 km).

72

Kako je već spomenuto naprijed, karakteristične veličine električnog polja ovise o meteorološkim parametrima: magla, vlažnost zraka, vrsta i razvijenost oblaka, koncentracija organskih i drugih primjesa (prašina, čađa, pelud i dr.). U području vremenskih poremećaja povezanih s prolazom zračnih fronti kao i lokalnih termodinamičkih nestabilnosti u toplo doba godine i dana, nastaju povoljni uvjeti za nastanak olujnih oblaka intenzivnog vertikalnog razvoja (Sl.4). To su kumulonimbus i kumulonimbus inkus oblaci (simbol Cb u meteorologiji, od lat cumulonimbus znači gomilica i kiša, lat. incus znači nakovanj, jer na njega podsjeća najgornji zaleđeni dio u zadnjoj fazi razvoja olujnog oblaka). Vertikalne dimenzije Cb incus oblaka mogu doseći 10 km i više. To znači da se taj oblak može protezati kroz cijelu troposferu, prodirući čak i u donju stratosferu. Gornji dijelovi tih oblaka (5 km i više) sastoje se redovito od ledenih zrnaca ili ledenih kristala. U uvjetima intenzivnog razvoja oblaka električno polje postaje vrlo promjenljivo: površinski naboj postaje mjestimice pozitivan, prostorni naboj opada s visinom, a smjer E-polja poprima smjer suprotan onom koji prevladava nad područjem lijepa vremena.

Shema grmljavinskog oblaka kao baterije za održavanje globalnogelektrostatskog polja i strujnog kruga u atmosferi (M.A. Uman, 2001).

73

Slika 2.

Vremenski poremećaji u obliku grmljavinskog nevremena su glavni generator trajnog održavanja električnog polja donje atmosfere. U olujnim oblacima jakog vertikalnog razvoja, donja baza oblaka je većinom negativno nabijena, što inducira pozitivni naboj na tlu ispod oblaka, s velikom razlikom potencijala između oblaka i tla. To znači da se prostorni naboj preraspodjeli suprotno onome u području lijepa vremena.. Posljedica je snažno električno izbijanje (ili električno pražnjenje) a električna struja poteče uzlazno, zatvarajući na visini i kroz tlo strujni krug sa silaznom prevladavajućom slabom električnom strujom nad područjem Zemlje bez vremenskih poremećaja, koje je znatno većeg rasprostiranja.Elektrostatička polja

Da bi se na fosfornom premazu katodne cijevi (zaslona) monitora pobudilo svjetlo energija snopa elektrona kojima se bombardira premaz mora biti dovoljno velika, a to se postiže jakim istosmjernim električnim poljima. Iz tog razloga svaki monitor u sebi ima visokonaponski ispravljač čiji se izlazni napon kreće u granicama od 10 kV do 30 kV zavisno od izvedbe katodne cijevi. Monitori u boji u pravilu koriste više napone nego jednobojni.

Osim toga, uslijed visokog pozitivnog napona unutar katodne cijevi pojavljuje se na prednjoj strani stakla cijevi električni naboj čija količina zavisi od niza različitih čimbenika kao što su vlažnost okolnog zraka, vrsta materijala od kojeg je sačinjena odjeća i obuća operatera, presvlaka sjedeće plohe, izvedba poda i drugo. U okruženju vlažnijeg zraka statički naboj može prividno iščeznuti, a kada je zrak suh može poprimiti i takve iznose da dolazi kod dodira površine zaslona do "pražnjenja" uz pojavu pucketanja. Međutim, bez obzira na uzrok pojave statičkog električnog polja njegova jakost koja se mjeri u V/m (volti po metru) veoma brzo opada kako se odmičemo od površine zaslona i to približno s kvadratom udaljenosti (dva puta dalje od zaslona četiri puta manja jakost električnog polja). Kako bi se na jedinstven način davala informacija o jakosti polja iz mjerenih vrijednosti se izračunava "ekvivalentni površinski potencijal" koji se mjeri u V (voltima) i prema zahtjevima korisnika i tehničkim mogućnostima danas se kreće do najviše ± 500 V.

Ne bi nikako trebalo zaboraviti i da se često sam korisnik "naelektrizira", na primjer trenjem hlača o tkaninu kojom je presvučen stolac, te prilikom

74

dodira s uzemljenim metalnim predmetima dolazi do neugodnih električnih pražnjenja za čiji uzrok se nerijetko optužuje računalska oprema. Iz tog razloga počeli su proizvođači računalske opreme proizvoditi takvu opremu koja omogućuje postupnu neutralizaciju nagomilanog naboja na korisniku preko onih dijelova koje korisnik često dodiruje. To je najčeše tipkovnica koja ima vodljivu tipku za razmak (spacebar). Odvođenje statičkog elektriciteta s korisnika smanuje privlačenje prašine na kožu koje može izazvati neželjne dermatološke probleme.

Slika 3. Efekti zemljinog magnetnog polja

Magnetizam postoji u bilo kom dijelu naše zemlje, našeg sunčanog sastavaa, našeg univerzuma. U stvari bez magnetizma način života kao i univerzum koje mi poznajemo ne bi postojali, nisu mogući . Magnet je poznat oduvek: to jest od kada na zemlji postoji ljudsko biće. U staro doba, ove sile prirode smatrale su se dobroćudnim božanstvima. Jedan vrlo stari izvor primene (poznat Kinezima pre hrišćanske ere i doneta u Europu u kasnom Srednjem Veku) fenomena magneta bila je upotreba kompasa. Magnetizam je sastavni deo Zemlje i našeg života kao što su to elektricitet i voda, zvukovi itd. Među ostalim magnetizam ima tu manu, ako se to tako želi definisati, da je nevidljiv i neopipljiv. Utvrditi da postoji električna energija je lako: dovoljan je minimalni pokret da se upali svetlo. Mi magnetizam ne uočavamo, dok naprotiv naše telo, njegovi organi a uz to i po tom njihove ćelije ne samo da ga primećuju, da ga osete nego su pod njegovim uticajem. U mogućnosti smo da nađemo mnoge interesantne primere iskorišćavanja zemljinog magnetskog polja od raznih vrsta životinja, radi orijentacije, tako na primer od golubova pismonoša (putnika), pčela, od nekih vrsta riba, a takođe od nekih vrsta bakterija. Sva ova živa bića u svome organizmu sadrže posebne

75

strukture posebno nazvane, magnetozomi, koji su u stanju da prihvate intenzitet i orijentaciju magnetskog polja. Tek će dolaskom XIX veka i pojavom naučne znatiželje nekih osoba početi period laganog procvata studija o magnetu i njegovom poreklu. Ogromni koraci u tom području učinjeni su između 1820. i 1831. godine, kada su formulisani zakoni elektromagnetizma, odnosno otkrivena su pravila koja omogućuju da se konstruišu naprave koje su u stanju da proizvedu i distribuiraju električnu struju: na primer: generatori, transformatori i motoriZemljino magnetsko polje je toekom milenijuma slabilo. Dan danas se zna da snaga magnetskog polja Zemlje je 0,67 Gauss na Polovima a 0,37 Gauss Ekvatoru Zemljino magnetsko polje je veoma jako u blizini Polova a mnogo slabiji u preostalim zonama Globusa. Ovaj odgovor nas vodi direktno na razgovor o magnetskim poremećajima (magnetskim smetnjama).One postoje na bilo kojem delu Zemlje, osim na Polovima, postoje zone zemljinog magnetskog polja gde je snaga još slabija jer je uznemiravana, remećena. Efekti Zemljinog magnetskog polja:On ima i neke uticaje koje nazivamo zaštitnicima od zračenja:prepreka je radijacijama štetnim za živa bića, da dosegnu Zemlju. On ima neke fiziološke uticaje (to jest neke prirodne dobrotvorne uticaje) - Od neobične je važnosti za neke životinjske vrste: ptice selice, pčele, neke vrste riba, kako bi se mogli orijentisati bilo na nebu, bilo u vodi. .na primer: u jednom izvedenom eksperimentu sa golubovima pismonošama uočeno je da, kada je nebo oblačno (to je važno, jer se uočilo da se golubovi pismonoše orijentiraju i sa vidom) i podelivši ih u dve grupe, od koje dve grupe prva je formirana od golubova kojima je stavljena kapica koja smeta percepciji Zemljinog magnetskog polja, dok je druga grupa bila normalna (bez kapica). Golubovi bez kapica su bili u stanju perfektno se orijentisati, dok su drugi potpuno izgubili pravac. U osnovi, u mozgu ovih životinja našle su se neke ćelije koje su sadržavale nešto ferit(a)— legura gvožđa. - Utiče na biološke ritmove koji se ponavljaju svakih 24 sata: oni su naš unutrašnji sat. Funkcionisanjem našeg organizma zapoveda mozak i endokrine žlezde, koje proizvode hormone. U našem mozgu postoji jedan specijalni deo koji funkcioniše kao sat koji određuje kada određeni hormoni moraju biti proizvedeni i kada, na primer: kada je potrebno organizmu mirovanje to jest kada mora zaspati i kada se mora probuditi.

VJEŠTAČKA ELEKTRIČNA POLJA

Za razliku od prirodnih elektromagnetnih polja različitih frekvencija, ponašanja i intenziteta, ekstraterestrijalnog porijekla, u kojima su nastala

76

sva živa bića potpunosti im se prilagodivši vještačka polja su više koherencije i nivoa energije, stabilnije frekvencije i trajanja, pa time intenzivnije utiču na biosferu. Prema frekvenciji, elektromagnetska polja se dijele na elektromagnetska ili električna i magnetska. Vještačka polja se koriste u medicini za terapeutske i dijagnostičke svrhe (elektro-stimulacija mozga, srca ili mišića, kao i razaranje tumora u onkologiji).

Vještačka električna polja su povezana sa:

Elektrostatičkim poljima- imaju, slično prirodnim poljima, negativan, pozitivan ili neutralan uticaj na organizme. Idealan odnos u stanbenom prostoru je 60% negativnih (ioni kiseonika) i 40% pozitivnih jona. Tako, sintetička vlakna u tekstilnoj industriji dovode do nastanka intenzivnih elektrostatičkih polja, što se odražava kroz depresiju i zamor radnika, ali i promjenu krvnog pritiska. Na sadržaj iona utiču i vještački materijali koji se koriste u građevinarstvu ( sintetičke boje i lakovi, vještačke podne obloge, zidne tapete). Ovi materijali apsorbuju negativne ione, naelektrišu se i stvaraju vještačka polja sa pretežno pozitivnim ionima.

Definicija elektrostatičkog polja

Električno polje definisano je kao kulonova sila po količini naelektrisanja. Pravac i smer polja poklapa se sa pravcem koji bi imala sila koja deluje na probno pozitivno naelektrisanje. Električno polje je radijalno i usmereno spolja od pozitivnog tačkastog naelektrisanja, a radijalno i usmereno ka negativnom tačkastom naelektrisanju.

Električno polje se definiše kao konstanta proporcionalnosti između naelektrisanja i sile:

gde je F sila data Kulonovim zakonom,q količina naelektrisanja „probnog naelektrisanja“,Q količina naelektrisanja tela koje stvara električno polje,a r je vektor rastojanja od čestice sa naelektrisanjem Q.

77

Osobine polja

Na osnovu jednačine iznad, električno polje svakog usamljenog naelektrisanja opada sa kvadratom rastojanja.

Električno polje podleže principu superpozicije. Ako je prisutno više od jednog naelektrisanja, rezultantno polje u bilo kojoj tački jednako je vektorskom zbiru električnih polja koje bi naelektrisanja stvarala pojedinačno u odsustvu drugih.

Dalekovodima- dolazi do pojave tzv. «elektromagnetskog smoga», čiji se uticaj ne smije zanemariti (pore,ećaji centralnog nervnog sistema, nesanica, malaksalost, promjene pulsa i krvnog pritiska). Dok se u neposrednoj blizini električnih generatora, elektromotora, transformatora i distributivne mreže javljaju polja od preko 1000 V/m, polja kućnih instalacija se nalaze u opsegu 10-100 V/m.

Prijenosne linije dalekovoda prenose struju preko velikih udaljenosti i obično rade na 100 kilovata i više. Jačina magnetskog polja tih linija je određena iznosom struje koja teče, uređenosti i blizinom prijenosnih linija, visinom prijenosnih linija iznad zemlje i udaljenosti od drugih dalekovoda. Problem dalekovoda, odnosno općenito prijenosnih linija i vodiča možemo lijepo prikazati slikom 5. Prikazana su tri vodiča te slikoviti prikaz električnog i magnetskog polja. Kružne linije oko vodiča (A) predstavljaju magnetsko polje dok linije koje se pružaju prema zemlji (B i C) predstavljaju električno polje. U bilo kojoj točki prostora polje može biti određeno superpozicijom polja svakog vodiča. Ako je npr. to trofazna linija onda su naponi i struje svakog vodiča pomaknuti u fazi te se rezultantno polje računa na osnovi vektorskih suma polja svakog od vodiča. U pojedinim točkama polja se zbrajaju što proizvodi relativno veliku jakost polja dok se u drugim točkama mogu međusobno poništavati. Tako polja vodiča mogu imati vrlo složenu prostornu distribuciju. Pored tih normalnih varijacija u jakosti polja električno polje ispod vodiča doživljava promjene ovisno o svojoj okolini. Na slici 5 je prikazan fenomen koncentracije električnog polja iznad glave osobe koja se nalazi ispod vodiča. Zbog toga što električno polje ima tendenciju da završi na (odnosno, da se usmjeri ka) uzemljenom objektu, te zbog toga što je ljudsko tijelo provodljivo i u električnom smislu blizu potencijala Zemlje okolno električno polje se usmjerava ka ljudskoj glavi (B). Pojavljuju se i područja (C) sa oslabljenom jakošću električnog polja

78

Slika 4. Zračenje vodiča

Isti se fenomen događa sa bilo kojim objektom umetnutim u električno polje vodiča te se može vrlo precizno izmjeriti. Slične promjene se ne javljaju u magnetskom polju jer je naše tijelo nemagnetično. Ispod 345 kV prijenosne linije u visini ljudske glave postoji električno polje jakosti 3.4 kV/m.

Iz svega iznesenoga i uzevši u obzir da se u našim stanicama odvijaju elektrokemijske reakcije, utjecaji električnih polja na naš organizam su nezanemarivi ako smo im jako dugo i intenzivno izloženi ( recimo, na radnom mjestu ). Zbog velikih jakosti polja ispod dalekovoda pogubni utjecaji na ljude su rano otkriveni i dokazani te se zna da je jedino rješenje bijeg od dalekovoda. Ipak, do nedavno je zanemarivano da ta struja (naravno, znatno manjih jakosti) teče i električnim instalacijama u našim domovima, produžnim kabelima koji su protežu ispod naših radnih stolova i naših nogu te razno raznim električnim uređajima koji nas okružuju u sve većem i većem broju. Kako je raspoređeno električno polje svih tih, po svuda razmještenih, vodiča i uređaja? Znamo da se polja vektorski zbrajaju, što znači da su naši stanovi i radna mjesta preplavljeni točkama u kojima se polja zbrajaju te stvaraju polje značajne jakosti.

79

željeznička i tramvajska električna mrežaNeki vlakovi koriste izmjeničnu ,a neki istosmjernu struju. Neki koji koriste izmjeničnu struju rade na 25 ili 16.75 Hz. Malo se zna o biološkim efektima 25 ili 16.75 Hz izmjenične i istosmjerne struje. Područja jakog izmjeničnog magnetskog polja su izmjerena blizu poda vlakova koji koriste istosmjernu struju. Magnetska polja izmjerena u vlakovima koji koriste izmjeničnu struju 60 Hz su oko 500 miligausa na nivou putničkog sjedala.

infracrveno zračenjeinfracrveno zračenje ili infracrvena svjetlost obuhvaća elektromagnetsko zračenje s valnim duljinama većim od valne duljine vidljive crvene svjetlosti, a manjim od valne duljine radiovalova. To je raspon od približno 750 nm do 1 mm.Infracrveno zračenje ima široku primjenu. Vojska ga koristi za aktivno otkrivanje ciljeva u mraku. Termalno infracrveno zračenje koje emitiraju sva tijela ovisno o svojoj temperaturi koristi se za pasivni nadzor prostora (alarmni uređaji), otkrivanje požara i u medicini. Blisko se infracrveno zračenje koristi u slobodnom prostoru za daljinsko upravljanje i komunikacije malog dometa, a kada ga se usmjeri pomoću svjetlovoda omogućuje vrlo brzi prijenos podataka i na veće udaljenosti. U astronomiji se koristi za otkrivanje objekata koji ne emitiraju vidljivu svjetlost ili je ona blokirana oblacima plina i prašine.

rendgensko zračenjeRendgensko zračenje nastaju kada elektroni velikom brzinom udaraju u metal, pri čemu dolazi do njihovog naglog usporavanja i izbijanja elektrona iz unutarnjih ljuski atoma metala. Usporavanjem se stvara kontinuirani spektar zakočnog zračenja (bremsstrahlung), a popunjavanjem mjesta sa kojih su izbijeni elektroni nastaju spektralne linije.

Uobičajeni način dobivanja je u rendgenskoj cijevi. To je vakuumska cijev u kojoj se s jedne strane nalazi anoda, a s druge katoda uz koju se nalazi žarna nit. Katoda je na visokom naponu u odnosu na anodu. Kada žarnom niti teče električna struja ona se užari pa katoda izbacuje elektrone koji se ubrzavaju u električnom polju između katode i anode. Elektroni udaraju u u anodu koja je načinjena od materijala koji su otporni na visoku temperaturu, poput molibdena i volframa, a ujedno se i vrti kako bi imala što bolje hlađenje. Pri tome se 99 % energije

80

elektrona pretvara u toplinu, a samo 1 % odlazi u obliku ionizirajućeg zračenja koje pod pravim kutem izlazi kroz mali otvor na rendgenskoj cijevi.

LITERATURA:

1. Dr. Sežana Komatina-Petrović- «EKOGEOFIZIKA»

geofizika i zaštita životne sredine

2. Internet

VJEŠTAČKA JEDNOSMJERNA ELKTRIČNA POLJA

Vještačka jednosmjerna električna polja nastaju tako što se kroz tlo propušta vještački proizvedena jednosmjerna električna struja. Kao izvor koristi se generator jednosmjerne struje, a struja se propušta kroz tlo pomoću tačkaste ili linijske elektrode. Dalja procedura zasniva se na mjerenju razlike potencijala između druge dvije elektrode, koja je nastala provođenjem jednosmjerne struje kroz tlo. Pošto je intenzitet struje koja se provodi kroz tlo poznat, moguće je odrediti njene efekte na površini terena. Metoda električne otpornosti se pokazala kao najefikasnija, jer omogućava dobivanje kvantitativnih podataka o specifičnoj električnoj otpornosti pojedinih sredina koje provode struju, kao i približno određivanje dubine na kojima se te sredine nalaze. TEORETSKE OSNOVE METODE ELEKTRIČNE OTPORNOSTI

Za proticanje istosmjerne struje važi Omov zakon :

I =

I – jačina el. struje ( A )V – elektromotorna sila ( V )R – el. otpornost

Ako imamo neki provodnik dužine l, čiji je poprečni presjek površine S, tada je njegova el. otpornost R definisana izrazom :

81

R =

specifična el.otpornost ( m )

Iz izraza za el. otpor vidi se da je specifična el.otpornost ( ) nekog provodnika brojno jednaka el.otpornosti tok provodnika jedinične dužine i jediničnog poprečnog presjeka. Recipročna vrijednost specifične el. optpornosti ( ) je specifična el.provodljivost ( ).

( S ) , a jedinica mjere je simens

Struja koja protiče kroz jedinični presjek npr. 1cm2 definisana je izrazom :

i = i predstavlja tkz. gustinu el. struje.Gustina struje proporcionalna je

gradijentu potencijala a koeficijent proporcionalnosti je spec. el. otpornost E = i

Gustina struje može biti u različitim pravcima x,y,z .

RASPORED POTENCIJALA U IZOTROPNOJ HOMOGENOJ SREDINI

Tačkasti izvor el. struje na terenu može biti postavljen dvojako:

1. tačkasti izvor ispod površine terena ( uronjen u sredinu ) 2. tačkasti izvor postavljen na površinu terena

Za oba slučaja druga elektroda može biti na nekoj udaljenosti od izvora struje isto tako uronjena ili na površini terena. Za teorijska razmatranja uzimamo da je medij kroz koji protiče struja homogen, izotropan i kontinuinalan. Slučaj nehomogenog , anizotropnog i diskontinualnog medija se razmatra teorijskih radi praktičnih rješavanja konkretnih uslova sa kojima se susrećemo.

TAČKASTI IZVOR URONJEN U NEOGRANIČENU SREDINU

Ako tačkastu strujnu elektrodu ( A ) uronimo u homogenu, izotropnu kontinualnu sredinu a drugu elektrodu ( B ) postavimo na površinu terena na dovoljno velikoj udaljenosti da se može smatrati kao da je u beskonačnosti tada imamo uslove za proticanje struje kako je to principijelno prikazano na slici.

82

Rješenje za ovakav teorijski slučaj dobija se izu dif. Jednačina čijim se rješavanjem dobiju slijedeći izrazi :

I = - => S= - V =

Ekvipotencijalne linije su linije koje povezuju sve tačke istog potencijala.U homogenoj, izotropnoj i kontinualnoj sredini ekvipotencijalne linije su pravilne sfere.Strujne linije su linije toka struje koje idu od izvora ( A ) na sve strane okomito na ekvipotencijalne linije. Strujne linije su uvijek okomite na ekvipotencijalne linije.

Jednačina :

V =

definiše potencijal u bilo kojoj tački beskonačne homogene, izotropne sredine koji je izazvan tačkastim izvorom stuje.

TAČKASTI IZVOR NA POVRŠINI HOMOGENE, IZOTROPONE, KONTINUALNE SREDINE

83

Ako postavimo tačkastu strujnu elektrodu ( A ) na površini terena kao izvor struje a elektrod ( B ) postavimo takođe na površinu terena ali na dovoljno velikoj udaljenosti da se može smatrati kao da je u beskonačnosti tada imamo uslove za proticanje struje kao što je principijelno prikazano na slici.Ekvipotencijalne linije su sfernog oblika a okomito na njih u svim pravcima idu strujne linije kroz polubeskonačnu sredinu. Rješavanjem dif.jednačina dobijaju se slijedeći izrazi :

S = , V =

Jednačina V = definiše potencijal u bilo kojoj tački

polubeskonačna sredine koji je izazvan tačkastim izvorom struje. Kako ne postoji suštinska razlika između uronjene elektrode i elektrode na površini to se u praksi češće izvode ispitivanja sa elektrodom na površini jer je to brži način pošto ne zahtjeva bušenje.

DVA TAČKASTA IZVORA NA POVRŠINI HOMOGENE, IZOTROPNE, KONTINUALNE SREDINE

Na slici su prikazane dvije tačkaste strujne elektrode ( A ) i ( B ) koje su postavljene na površinu homogene, izotropne, kontinualne polubeskonačne sredine na konačnom međusobnom rastojanju.

84

Potencijal u tački M od strujne elektrode ( A ) dat je izrazom :

V A = a

potencijal u tački M od strujne elektrode ( B ) dat je izrazom :

V B = -

Ukupan potencijel u tački M od elektroda A i B će onda biti :

VA + VB =

Na slijedećoj slici prikazane su dvije tačkaste strujne elektrode ( A ) i ( B ) i dvije potencijalne elektrode ( M i N ) postavljene na površini homogene, izotropne, kontinualne, polubeskonačne sredine na međusobno konačnom rastojanju.

Potencijal u tački ( M ) od elektrode ( A ) je :

VMA =

85

a potencijal u tački ( M ) od elektrode ( B ) je :

VMB = -

Potencijali u tački ( N ) od strujne elektrode ( A ) odnosno strujne elektrode ( B ) dati su izrazima :

VNA =

VNB = -

Pa je razlika potencijala između tačaka (M) i (N ) dana izrazom :

ΔVMN = VM – VN = .

U inženjerskoj praksi elektrode A i M te elektrode N i B postepeno se udaljavaju od neke centralne tačke zadržavajući simetričan odnos. Na taj način strujne linije sve dublje prodiru u tlo a izmjereni potencijali na elektrodama kao i razlika potencijala između elektroda M i N omogućavaju istraživanje podpovršinskih struktura. To razmiranje – udaljavanje ne može biti beskonačno obzirom da se nakon nekog rastojanja javlja distorzija strujnih i ekvipotencijalnih linija.

POTENCIJAL U NEHOMOGENOJ SREDINI

Metode specifične el.otpornosti često se primjenjuju za ispitivanje uslojenih sredina. U takvim uslovima izmjerena el.otpornost zavisi od rasporeda elektroda (A),(B),(M),(N) od rastojanja između elektroda , debljine pojedinih litoloških članova, dubine njihovog zalijeganja i njihove el.provodnosti .Rješavanje ovih problema moguće je izvesti teorijski na dva načina :

1. preko laplasove dif.jednačine i određivanja konstanti iz graničnih uslova koje rješenje jednačine zahtjeva

2. primjenom metode električnih likova.

Prvi način rješavanja je opšti te se može primijeniti i za rješavanje najkomplikovanijih slučajeva. Metoda električnih likova omogućava rješavanje prostijih slučajeva jer je očigledna te omogućuje stvaranje

86

predstave o karakteru promjene el. polja. U nehomogenoj sredini strujne linije trpe distorziju a pri tome dolazi i do distorzije ekvipotencijalnih linija.

MJERNI DISPOZITIVI I TIPOVI KRIVIH

U inženjerskoj geologiji, geotehnici i hidrogeologiji od geoelektričnih metoda najčešće se koriste :

1. metoda vertikalnog el. sondiranja (VES )2. metoda geoelektričnog kartiranja 3. metoda uronjene elektrode 4. metoda izazvane polarizacije

Metodom ( VES ) istražuju se strukturni oblici i građa terena po dubini.

Metodom geoelektričnog kartiranja određuju se jako nagnuti i vertikalni kontakti geoloških sredina sa različitom el.otpornosti.Metodom uronjene elektrode određuju se pravci podzemnih tokova. Zajednička osobina ovih metoda je da se pomoću elektroda ( A ) i ( B ) (vanjskih) provodi el. struja kroz tlo , a između elektroda (M) i (N) (unutrašnjih) mjeri se razlika potencijala. Najčešće se kroz tlo propušta jednosmjerna struja. U inženjerskoj praksi koriste se razni mjerni rasporedi elektroda ( mjerni dispozitivi ). Kod većine metoda koriste se četveroelektrodni linijski dispozitivi. Pravac profila ili linijskog dispozitiva zavisi od geološke građe i topografije terena. Kod metode VES se koristi Štumbergov simetrični raspored od 4 elektrode koje su simetrične u donosu na centar mjernog dispozitiva. Kod metode kartiranja koristi se Venerov raspored elektroda , a kod metode uronjene elektrode koristi se specijalan raspored elektroda duž više pravaca. Kod metode VES potencijalne elektrode (M,N) su nepomične , a strujne (A,B) se postepeno razmiču. Kod metode kartiranja se kompletan mjerni raspored ( AMNB ) nakon svakog mjerenja postepeno pomjera duž profila ispitivanja. Kod svih metoda zajedničko je da se mjere :

- jačina struje ( I ) koja se provodi kroz tlo - razlika potencijala ( V ) između potencijalnih elektroda

(M i N)- udaljenost elektroda od centra mjernog dispozitiva -

87

Ove tri veličine predstavljaju osnovne parametre na osnovu kojih se određuje prirodna el. otpornost ispod centralne mjerne tačke.

LINIJSKI MJERNI DISPOZITIVI

1. dvoelektrodni asimetrični raspored

Kod ovog rasporeda elektrode (B) i (N) su u ’’beskonačnosti’’ a rastojanje između strujne elektrode (A) i potencijalne elektrode (B) je r.

=

2. troelektrodni asimetrični raspored

Strujna elektroda (B) je u ’’beskonačnosti’’ a potencijalne elektrode (M) i (N) su od elektrode (A) udaljene za r1 odnosno r2 .

2

3. četveroelektrodni ne-simetrični raspored

88

FALI TAČKA 4, a i b strana 53 i 54

OBRADA PODATAKA VES

VES kao i druge geoelektrične metode sastoji se iz dva odvojena ali međusobno povezana zadatka i to: direktni i obrnuti. Kod direktnog zadatka traže se matematički izrazi za definisanje geoelektričnih polja za usvojeni geološki model. Obrnut zadatak sastoji se u određivanju strukturno-geološke građe ispitivane sredine, a na osnovu efekata koje je ispitivani teren manifestovao pod zadatim vještački stvorenim ili prirodnim električnim poljima. Kod direktnog zadatka potrebno je poznavati fizičke zakone koji definišu el. polja. Uspješnost obrnutog zadatka zahtjeva da je direktan zadatak, bar za izvjestan broj oblika riješen. Obrnuti zadatak se naziva postupak obrade. Postupak obrade sastoji se iz dvije faze i to: crtanju krivih VES- očitavanju prividnih električnih otpornosti sa krivih VES i sama obrada.Krajnji cilj obrade je određivanje dubina graničnih ravnina koje razdvajaju geološke sredine različitih el. svojstava. Postupak prevođenja geoelektričnih presjeka na geološke profile i upoređivanjem krivih VES dobijenih geoelektričnim modeliranjem sa mjernim krivama naziva se interpretacija.

KVALITATIVNA OBRADA

Za određivanje rasporeda slojeva i parametara koji karakterišu svaki sloj koriste se krive geoelektričnog sondiranja. Metode i postupci interpretacije su različiti i uglavnom zavise od iskustva, opšteg poznavanja terena, složenosti ili jednostavnosti krivih i dr. Obrada podataka može biti u principu:1. kvalitativna 2. kvantitativna

Kod kvalitativne obrade podataka na osnovu vertikalnog el. sondiranja konstruišu se karte i presjeci po različitim parametrima :

1. po tipu i vrsti krivih vertikalnog el. sondiranja2. po veličini nagiba posljednje grane krivih vertikalnog el. sondiranja3. po prividnim el. otpornostima ili provodnostima 4. po ekstremnim vrijednostima specifičnih el. otpora po dubini

89

5. po prividnoj el. otpornosti posebno na neki dubinski zahvat.Iz naprijed navedenog proizilazi da se karte i presjeci na odabranim mjestima rade na osnovu parametara ili mjerenjima dobivenih vrijednosti vertikalnog el. sondiranja. Na osnovu karata i presjeka izrađenih sa dobivenim parametrima donose se zaključci o rasporedu sredina u pogledu geoelektričnih svojstava svake od registriranih sredina (slojeva) ili litoloških članova. To znači da se mogu utvrditi prostorni rasporedi litoloških članova te da se na osnovu njih mogu klasificirati područja za razne namjene (istraživanje kolektora podzemne vode, istraživanje inženjersko-geoloških sredina, loših ili dobrih karakteristika, dubina i uslovi zalijeganja matične stijene ili substrata ili bedroka, postojanje slojeva uglja ili druge mineralne substance i dr.).

Kvantitativna obrada krivih vertikalnog el. sondiranja podrazumijeva primjenu neke od metoda koje će kao krajnji rezultat definisati debljinu slojeva po dubini i dati vrijednosti spec. el. otpora kao karakteristične veličine za svaki od tih slučajeva. U principu metode se dijele na:1. iskustvene gdje opažač na osnovu iskustva u nizu slučajeva koje je radio izvodi interpretaciju na osnovu dobijenih krivih2. grafičke metode koje podrazumijevaju oblike krivih kao karakteristike specifične situacije ispod površine3. matematičke metode koje su izvedene na osnovu istraživanja raspodjele potencijala. Od tačkastog izvora struje postavljenog na površini beskonačnog poluprostora.

Sve metode koje se koriste za kvantitativnu obradu podataka krivih vertikalnog el. sondiranja mogu se u opštem slučaju klasifikovati u dvije grupe:

1. direktne metode koje koriste izraze za raspodjelu potencijala oko strujne elektrode

2. indirektne metode gdje ne postoji direktna veza između postupaka obrade i matematičko-fizičkih principa na kojima se zasniva teorija vertikalnog el. sondiranja.

Direktne metode omogućavaju primjenu računara i to uglavnom po postupku postepenog približavanja ili tkz. derativnom postupku, najčešće korištenjem modela teorijskih krivih počevši od substrata kao referentne ravni.Indirektne metode omogućavaju automatsku (iterativnu) obradu podataka. I kod indirektnih metoda postoje razvijeni algoritmi za interpretaciju dijagrama geoel. sondiranja, što znači da postoje komercijalni softveri koji omogućavaju korištenje računara za

90

interpretaciju. Interpretacija i njena uspješnost zavisi od kvaliteta podataka o geologiji, bušenja i dobivenom profilu nabušenog materijala, izvedenom snimanju na terenu i svim drugim pratećim podacima na osnovu kojih se izvodi interpretacija. To znači da je interpretacija geoel. sondiranja interdisciplinarni postupak gdje se iskustva uzajamno prepliću da bi se dobio valjan rezultat.

METODE KOJE SE RJEĐE KORISTE U INŽENJERSVU

Inženjerska primjena geoel. sondiranja podrazumijeva i metode koje se specifično ili rjeđe koriste u inženjerstvu. Tako je metoda kružnog el. sondiranja ustvari simetričan raspored elektroda po linijama gdje u principu možemo imati profil u pravcu sjevera a ostala zabadanja elektroda se izvode po principu kako je dato na slici.

SLIKA ZABADANJA ELEKTRODE SA PROFILOM U PRAVCU SJEVERA

Slična je i metoda kvadratnog profiliranja s tim da se u prvom koraku profili stavljaju tako da formiraju kvadrate a zatim se profiliranje zaokrene za 950 i ponovo izvodi po kvadratnom rasporedu. Postoje i druge metode koje razvijaju autori zavisno od morfoloških uslova terena, specifičnosti problematike koju rješavaju. Svaka od metoda ima prednosti i nedostatke koji se kod rješavanja konkretnih problema navode u elaboratima o izvršenim mjerenjima.

Sadržaj:

Uvod................................................................................................................................03.Porijeklo polja i električna svojstva stijena.....................................................................04.

Prirodna električna polja......................................................................................04.Vještačka istosmjerna električna polja.................................................................05.Električna svojstva stijena....................................................................................05.

Otpornost.................................................................................................05.Klasifikacija geoelektričnih metoda................................................................................07.

91

Metoda sopstvenog potencijala............................................................................08.Metoda ekvipotencijalnih linija...........................................................................09.Metoda električne otpornosti...............................................................................09.

Elektrodni rasporedi.................................................................................10.Geoelektrično sondiranje..........................................................................12.

Homogena, dvoslojna i troslojna sredina......................................12.Interpretacija geoelektričnog sondiranja.......................................14.Višeslojna sredina..........................................................................19.

Geoelektrično profilisanje.........................................................................22.Instrumenti i oprema.................................................................................28.

Metoda indukovane polarizacije...........................................................................29.Primjena metode indukovane polarizacije................................................30.

Elektromagnetne metode.......................................................................................30.Metoda Turam...........................................................................................30.Metoda s pokretnim odašiljačem...............................................................31.VLF metoda...............................................................................................32.Transient metoda.......................................................................................33.Frekvencijsko sondiranje...........................................................................33.

Telurska i magnetotelurska metoda......................................................................33.Telurska metoda........................................................................................33.

Magnetotelurska metoda...........................................................................33.

Uvod:

Geoelektrična ispitivanja predstavljaju jednu od osnovnih disciplina u primijenjenoj geofizici. Geoelektrična ispitivanja zasnivaju se na praćenju efekata na površini terena prouzrokovanih tokom električne struje kroz geološke formacije ispod zemljine površine.

Primjena geoelektricnih metoda omogućena je činjenicom da minerali koji sačinjavaju geološke formacije imaju različita električna svojstva. Pored toga neka geološka tijela, kada se nađu u određenim prirodnim uslovima mogu prouzrokovati električno polje, koje se zbog različitog sastava i geološke građe terena manifestuje na površini u obliku određenih električnih anomalija. Registrovanjem tih anomalija mogu se donijeti zaključci o osnovnoj građi terena i definisati stanja i svojstva formacija.

Geoelektrične metode koriste se samo u slučajevima kada se ne mogu primijniti druge metode i kada je stepen varijacije električnih osobina stijena dovoljno velik da pruža mjerljive razlike. Ukoliko je stepen varijacije električnih osobina mali, ovakva ispitivanja neće dati dovoljno rezultata. U tom slučaju ove metode mogu se primjenjivati kao dopuna drugim ispitivanjima.

92

Geoelektrična ispitivanja mogu se izvoditi:- na površini terena- na jezerima, rijekama, morima- u raznim podzemnim objektima- u istražnim bušotinama- iz vazduha (avionom, helikopterom)- iz svemira (satelitom)-

1. PORIJEKLO POLJA I ELEKTRIČNA SVOJSTVA STIJENA

S obzirom na porijeklo električna polja mogu biti prirodna i vještačka. Prirodna polja nastaju spontano usljed fizičko-hemijskih aktivnosti koje se odvijaju u tlu, dok vještačka nastaju provođenjem istosmjerne ili naizmjenične struje različite frekvencije kroz tlo.

1.1 PRIRODNA ELEKTRIČNA POLJA

porijeklo prirodnog potencijala

Postanak prirodnih potencijala može se svrstati u dvije grupe:- potencijal kore raspadanja- potencijal mineralizacije

Potencijal kore raspadanja nastaje usljed bioelektrične aktivnosti vegetacije, fenomena filtracije, miješanja podzemnih voda raznih koncentracija i drugih biohemijskih aktivnosti.Intenzitet potencijala bioelektrične aktivnosti ide do nekoliko stotina milivolti, dok je potencijal kore raspadanja najčešće manji od 100 mV.

Potencijal mineralizacije vezan je za rude i to prvenstveno sulfide i grafit, a rjeđe za okside raznih minerala. Najčešći su potencijali mineralizacije iznad pirita, halkopirita, pirotina, sfalerita, galenita i grafita. Intenzitet potencijala varira od nekoliko milivolti do jednog volta. Potencijal na površini terena najčešće je negativan.

Danas postoji nekoliko teorija o nastajanju potencijala mineralizacije, a suština svih teorija je u tome da se rudno tijelo posmatra kao galvanska ćelija, a da razlika potencijala nastaje između oksidacione i redukcione zone.

93

sl.1.1

Na slici 1.1, prikazano je rudno tijelo čiji se gornji dio nalazi u sredini bogatoj kiseonikom (zona oksidacije), a donji dio je okružen rastvorima koji sadrže vrlo malo kiseonika i nalaze se ispod nivoa podzemnih voda (zona redukcije). Usljed toga nastaje razlika potencijala pa struja kroz rudno tijelo teče naniže, a kroz okolne stijene naviše. Na površini terena, na mjestu najbližem rudnom tijelu potencijal ima minimalnu vrijednost.

1.2 VJEŠTAČKA ISTOSMJERNA ELEKTRIČNA POLJA

Kod vještačkih istosmjernih električnih polja kao izvor koristi se generator istosmjerne struje koja se provodi kroz tlo pomoću tačkaste ili linijske elektrode, stvarajući pri tome vještačko električno polje. Budući da je intenzitet struje koja se provodi kroz tlo poznat, moguće je odrediti i njene efekte na površini terena, a to najlakše postižemo mjerenjem razlike potencijala između dviju elektroda preko kojih ostvarujemo kontakt sa tlom.

1.3ELEKTRIČNA SVOJSTVA STIJENA

Tri osnovna električna svojstva stijena koja su bitna za geoelektrična istraživanja su:

- otpornost - elektrohemijska svojstva

94

- dielektrična konstanta

1.3.1 Otpornost Električna otpornost predstavlja provodljivost materijala i određuje se kao otpor u omima između suprotnih ploha jedinične kocke materijala. Predstavnici različitih stijena pokazuju različite otpornosti, a promjene otpornosti uglavnom su vezane za litološke promjene. Otprrnost stijena uveliko zavisi od sadržaja vode, budući da su sve stijene manje ili više porozne i sadrže vodu koja doprinosi smanjenju otpornosti. Za razliku od vode koja je dobar provodnik, nafta je odličan izolator, pa se može predpostaviti da porozne stijene sa visokom otpornošću sadrže naftu.

Tabela 1.1 predstavlja otpornost nekih stijena u zavisnosti od postotka vode.

Stijena približna otpornost u omima

Gline 3 - 50Pjeskovite gline 5 - 80Glinoviti pijesci 20 -110 Lapor 10 - 1000Pijesak i šljunak 80 - 8000Pješčari 90 – 10 000Krečnjaci 90 – 100 000Magmatske i metamorfne stijene 7000 – 1000 000

Tabela 1.1Rezultati istraživanja su utoliko tačniji ukoliko je razlika u otpornosti

stijena veća. Dobre rezultate obično daju sledeće kombinacije:- glina –krečnjak- glina – pijesak – šljunak - lapor – krečnjak - slana voda – slatka voda u porama i pukotinama- suhe stijene – vlažne stijene

2. KLASIFIKACIJA GEOELEKTRIČNIH METODA

Geoelektrične metode su raznovesnije od ostalih geofizičkih metoda što otežava njihovu potpunu i sasvim zadovoljavajuću klasifikaciju. Postoji nekoliko klasifikacija, a jedna od njih je sledeća:

- metoda sopstvenog potencijala

95

- metoda ekvipotencijalnih linija- metode električne otpornosti- metoda indukovane polarizacije- elektromagnetne metode- telurska i magnetotelurska metoda

2.1 METODA SOPSTVENOG POTENCIJALA

Kod ove metode koristi se tok prirodne struje u zemlji. Opšta podzemna raspodjela prirodne struje određuje se proučavanjem ekvipotencijalnih linija na površini terena. Na osnovu tih podataka i poznavanja geologije područja, može se pretpostaviti prisustvo rudnog tijela obuhvaćenog oksidacionim procesima.

slika 2.1 Anomalija sopstvenog potencijala iznad rudnog tijela

Metoda se zasniva na osnovnoj tezi da rudno tijelo zahvaćeno oksidacijom predstavlja izvor struje, što je posljedica provođenja struje nastale oksidacijom elektrolita iznad nivoa podzemnih voda ka reducirajućim elektrolitima ispod nivoa podzemnih voda. Pri tome samo rudno tijelo ne mora oksidirati. Tok električne struje obično je usmjeren nadole u samom rudnom tijelu, a ustranu i naviše u okolnim stijenama. Zbog relativno velikog otpora tla, struja može da ide ustranu do znatno velikih rastojanja. Na površini terena strujni tok je usmjeren prema tački koja se nalazi iznad samog rudnog tijela, a koju nazivamo ''negativni centar''.

96

slika 2.2 Negativni centar iznad vertikalnog rudnog tijela.

Ispitivanjem na površini terena negativni centar se može pronaći na jedan od sledećih načina:

- određivanjem tačaka na istom potencijalu- mjerenjem potencijala u pravilnim intervalima i iscrtavanjem

ekvipotencijalnih linija- određivanjem krivih potencijala duž trasa profila poprečnih na

rudno tijelo Ova metoda je vrlo jednostavna, brza i jeftina jer se radi s

jednostavnim instrumentima i priborom. Mjerenja se vrše pomoću preciznog milivoltmetra, potencijalnih elektroda i odgovarajućeg električnog provodnika. Nedostatak ove metode je mali dubinski zahvat koji ne prelazi 30 m. Teškoće pri radu mogu prouzrokovati telurske struje, visinske razlike (reljef), uslovi uzemljenja i strujanje podzemne vode.

97

slika 2.3 Profil sopstvenog potencijala iznad izvora

2.2METODA EKVIPOTENCIJALNIH LINIJA

Postupak pri korištenju ove metode je sljedeći:Struja se pušta u zemlju preko dviju elektroda postavljenih na

udaljenosti od nekoliko stotina metara. Pomoću para tražećih elektroda i preciznog milivoltmetra određuju se linije istih potencijala, koje su pravilno raspoređene u slučaju homogenog podzemlja, dok kod pojave materijala sa različitim otpornostima u odnosu na okoliš dolazi do smanjenja ili povećanja razmaka ekvipotencijalnih linija. Nedostaci ovog metoda su relativna sporost pri radu u odnosu na druge metode i mali dubinski zahvat koji ne prelazi 15 m, ali uz dobro urađen terenski dio posla rezultati su izuzetno tačni.

2.3METODE ELEKTRIČNE OTPORNOSTI

Određivanjem ispodpovršinske raspodjele električne otpornosti stijena iz mjerenja

na površini, možemo dobiti podatke o geološkom sastavu i građi.Mjerenja se najčešće obavljaju četveroelektrodnim rasporedom, što

znači da se na jednom paru elektroda mjeri jačina struje koja se uvodi u zemlju, a na drugom paru napon na površini izazvan djelovanjem

98

električnog polja. Na osnovu ovih mjerenja može se izračunati prividna otpornost zahvaćenih stijena.

slika 2.4 Četveroelektrodni raspored

Slika 2.4 predstavlja šematski prikaz četveroelektrodnog rasporeda gdje se preko elektroda A i B uvodi struja u zemlju, a na elektrodama M i N se mjeri razlika potencijala, odnosno napon prouzrokovan tom strujom.

Ako je podzemlje električno homogeno, tada ćemo mjerenjem dobiti stvarnu otpornost materijala, a ako nije homogeno dobićemo prividnu otpornost koja zavisi od otpornosti pojedinih stijena i predstavlja srednju otpornost zahvaćene mase. Ako je razmak elektroda manji, struja prodire pliće pa je i prividna otpornost bliža otpornosti naslaga blizu površine. U slučaju većeg razmaka stuja prodire dublje i prividna otpornost je bliža otpornosti stijena na većoj dubini.

Uzastopnim povećanjem razmaka elektroda i mjerenjem zahvaća se sve veća masa stijena na sve većoj dubini, dok središte sistema mjerenja ostaje isto. Na taj način seoponaša bušenje, te se takva metoda istraživanja naziva geoelektrično sondiranje. Drugim riječima, istražuju se vertikalne promjene otpornosti, odnosno promjene po dubini.

Ako razmak elektroda držimo konstantnim, a cijeli elektrodni raspored pomijeramo duž nekog pravca, dubinski zahvat ostaje uvijek isti, ali se mijenja središte sistema. Ovakvo mjerenje naziva se geoelektrično profilisanje i njime se istražuju uzdužne promjene otpornosti.

2.3.1 Elektrodni rasporedi

Postoji nekoliko elektrodnih rasporeda pomoću kojih se izvode mjerenja, a

najčešći su sledeći:- schlumbergerov (šlumbergerov)- wennerov (venerov)- dvoelektrodni

99

- troelektrodni- dipolni- gradijentni

Schlumbergerov raspored se najčešće koristi za geoelektrično sondiranje (slika

2.5. Glavna karakteristika mu je vrlo malen razmak potencijalnih elektroda M i N u odnosu na ramak strujnih elektroda A i B. U praksi se uzima da je razmak MN tri do četiri puta manji od razmaka AB.

Slika 2.5 Schlumbergerov elektrodni raspored

Wennerov raspored uglavnom se koristi za geoelektrično profiliranje, a češće se primjenjuje u SAD – u i Velikoj Britaniji za geoelektrično sondiranje. Međusobni razmaci elektroda su isti pa se pri sondiranju razmiču sve četiri elektrode (slika 2.6)

Slika 2.6 Wennerov elektrodni raspored

Dvoelektrodni raspored ima samo dvije pomične elektrode, dok su dvije uzemljene na velikom razmaku. Tačka mjerenja je središte razmaka strujne i potencijalne elektrode (slika 2.7).

Slika 2.7 Dvoelektrodni raspored

Troelektrodni raspored ima tri pomične elektrode i jednu strujnu elektrodu uzemljenu na velikoj udaljenosti (slika 2.8).

100

Slika 2.8 Troelektrodni raspored

Dipolni raspored se najčešće koristi u metodi inducirane polarizacije, budući da nema ukrštanja kablova čime se skoro u potpunosti onemogućava pojava indukcije u njima. Ovakav raspored je mnogo osjetljiviji na površinske promjene. Dubinski zahvat je u zavisnosti od razmaka strujnog i potencijalnog para elektroda. Sa povećanjem tog razmaka raste i dubina zahvata. Osnovna prednost ovakvog rasporeda je ta da se sa relativno kratkim kablovima mogu zahvatiti velike dubine, ali se tačnost rezultata smanjuje zbog odnosa ''signal-šum'' (slika 2.9).

Slika 2.9 Dipolni elektrodni raspored

Gradijentni raspored je takav da su strujne elektrode uzemljene na velikoj udaljenosti, a mjerenje napona vrši se na profilima paralelnim sponici strujnih elektroda AB (slika 2.10). Budući da dubinski zahvat nije konstantan, obično se mjeri samo unutar srednje trećine razmaka AB. Koristi se pri istraživanju geološke građe na većim dubinama i u površinski nehomogenim sredinama (kraški tereni). Upotreba gradijentnog rasporeda ograničena je samo na profilisanje, dok se svi ostali rasporedi mogu koristiti i za profilisanje i sondiranje.

Slika 2.10 Gradijentni elektrodni raspored2.3.2

101

2.3.3 Geoelektrično sondiranje

Geoelektrično sondiranje je metoda geoelektrične otpornosti kod koje

se uzastopnim razmicanjem strujnih elektroda zahvata sve veća masa stijena, i time prodire u sve veće dubine.

Prilikom sondiranja schlumbergerovim rasporedom mjerenja se izvode sa standardnim razmakom strujnih elektroda, i isto tako sa nekoliko unaprijed određenih razmaka potencijalnih elektroda (zavisno od razmaka strujnih elektroda).

2.3.3.1 Homogena, dvoslojna i trostlojna sredina

Ukoliko je istraživana sredina homogena, izmjerena prividna otpornost biće

ujedno i prava otpornost stijene, a u dijagramu dobijamo okomitu dužinu (slika 2.11).

Slika 2.11 primjeri geoelektričnog sondiranja

U slučaju dvoslojnog sondiranja na dijagramu ne dobijemo nagli skok otpornosti na granici slojeva, nego postepeni prijelaz između otpornosti dviju zahvaćenih stijena (slika 2.11).

Troslojni model podzemlja se češće sreće nego dvoslojni model. U troslojnom

modelu moguće su četiri različite kombinacije otpornosti koje su prikazane na slici 2.12.

102

Slika 2.12 Tipovi dijagrama otpornosti za troslojni model

2.3.3.2 Interpretacija geoelktričnog sondiranja

Interpretacija krivih dvoslojnog modela vrlo je jednostavna. Kriva sondiranja,

ucrtana na prozirnom papiru u istoj razmjeri kao i teoretske krive , stavlja se preko skupa teoretskih krivih (slika 2.13). Zatim tražimo teoretsku krivu sa kojom se mjerena kriva najbolje podudara, pri čemu ose teoretske i mjerene krive moraju biti paralelne. Kada smo našli odgovarajuću teoretsku krivu, označimo krstićem ishodište teoretskih krivih na papiru sa mjerenom krivom i taj križić nam označava debljinu i otpornost prvog sloja i dubinu drugog sloja. Teoretska kriva s kojom se podudara naša mjerena kriva, govori nam o odnosu otpornosti slojeva.

103

Slika 2.13 Teoretske krive za dvoslojne modele

Interpretacija krivih troslojnog modela je složenija od dvoslojnog, a izvodi se po Hummelovoj metodi pomoćnih tačaka. Koriste se teoretske krive dvosloja (slika 2.13) i pomoćne krive (slika 2.14). Na osnovu oblika krive treba odrediti njen tip (A,K,H ili Q), prema slici 2.12. Gornji dio krive interpretira se kao kriva dvoslojnog modela. Nakon što smo preko odnosa otpora odredili tip krive, precrtamo iz pomoćnih krivih (slika 2.14) odgovarajući tip krive tako da joj ishodište bude u prvom krstiću. Na ovaj način se prva dva sloja zamjenjuju jednim fiktivnim slojem, kako bi se interpretacija krivih mogla završiti pomoću teoretskih krivih dvosloja. Nakon toga traži se teoretska kriva s kojom će se najbolje poklopiti završni dio mjerene krive, s tim da se ishodište teoretskih krivih mora stalno nalaziti na pomoćnoj krivoj, a ose moraju ostati paralelne. Zatim se opet ucrta ishodište teoretskih krivih kao drugi krstić. Ovaj krstić zamjenjuje otpornosti i debljine prva dva sloja i služi za računanje debljine drugog sloja i otpornosti trećeg sloja. Dubina podine drugog sloja dobije se pomoću korekcijskih krivih za dubinu, koje su na skupu pomoćnih krivih ucrtane isprekidano. Mjesto gdje te isprekidane krive

104

sijeku pravac otpornosti drugog sloja ujedno je dubina trećeg sloja. Dubina se na ovaj način može određivati samo za treći sloj, dok za ostale dublje slojeve treba računati debljine i dubine.

Interpretacija krivih trosloja može se izvesti i pomoću teoretskih krivih trosloja, jer postoje brojni albumi teoretskih krivih za različite odnose otpornosti i debljine triju slojeva. Postupak je sličan onome kod dvoslojnih krivih.

Interpretirane krive dodatno se obrađuju modeliranjem. Na osnovu interpretiranih dubina i otpornosti slojeva računa se teoretska kriva, koja se zatim uspoređuje s mjerenom krivom. Ako se krive razlikuju, mijenjaju se otpornosti i debljine slojeva sve dok se teoretska kriva ne poklopi sa mjerenom krivom.

Danas postoje mnogi softveri za automatsku interpretaciju krivih geoelektričnog sondiranja, ali bez obzira na sofisticiranu kompjutersku obradu , potrebno je ovladati interpretacijom pomoću teoretskih krivih kako bi se postupku interpretacije moglo pravilno pristupiti.

105

Slika 2.14, a) Teoretske pomoćne krive – tip K i Q

106

Slika 2.14, b) Teoretske pomoćne krive – tip A i H

Slika 2.15 Primjer interpretacije troslojnih krivih pomoću teoretskih dvoslojnih i pomoćnih krivih

107

2.3.3.3 Višeslojna sredina

U praksi se najčešće susrećemo sa četveroslojnim i višeslojnim sredinama

(slika 2.16).

Slika 2.16 Skica krivih otpornosti u odnosu na otpornost stijena

Interpretacija krivih višeslojnog podzemlja izvodi se na isti način kao i troslojnog. Mogu se koristiti teoretske krive i dvosloja i trosloja, ali je troslojni precizniji i daje tačniju interpretaciju.

Posebne probleme pri interpretaciji mogu izazvati tanki slojevi jer je uvijanje krive teško uočljivo, pa može vrlo lako doći do spregledavanja sloja što se može lako vidjeti na slikama 2.17 i 2.18.

108

Slika 2.17 primjer djelovanja tankih slojeva

Slika 2.18 primjer djelovanja tankih slojeva

109

2.3.4 Geoelektrično profilisanje

Geoelektrično profilisanje je metoda električne otpornosti kod koje se duž

određenih pravaca istražuju uzdužne promjene otpornosti sa konstantnim dubinskim zahvatom. Eektrodni raspored zavisi od konkretnog zadatka i može biti simetričan(Schlumbergerov,Wennerov i dipolni) i asimetričan(dvoelektrodni, troelektrodni i gradijentno profilisanje).

Pri radu sa simetričnim elektrodnim rasporedom pomijeraju se sve četiri elektrode, što kod zahtjevnih terena (strmi kontakti i površinske nehomogenosti) može izazvati jače lomove krivih.

Kod asimetričnih rasporeda, neke elektrode su stalno uzemljene, a neke se pomijeraju, što olakšava rad na zahtjevnom terenu na kojem sa velikim otporima uzemljenja jer se pomijera manji broj elektroda. Znatne teškoće pri radu mogu izazvati prirodne struje naročito kod dvoelektrodnog profilsanja.

Gradijentni raspored je pogodan za duboka istraživanja, istraživanja strmih i tankih tijela visoke otpornosti, istraživanja u kršu te istraživanja složenih rudnih tijela.Profilisanje se najčešće izvodi sa dva ili više različitih dubinskih zahvata.

Različiti geološki odnosi naslaga mogu dati slične profile prividne otpornosti, pa mjerenje s različitim dubinskim zahvatom može pomoći u interpretaciji. Na slici 2.19 prikazana su četiri različita geološka modela.

Prvi predstavlja udubljenje u kristalnoj podlozi ispunjenu vlažnim sedimentima. Drugi model predstavlja ispupčenje stijena sa nižom

otpornošću. Treći model predstavlja razlomljenu zonu u granitu, a četvrti promjenu facijesa u sedimentima. Profilisanjem sa plićim dubinskim

zahvatom dobijeni su slični profili otpornosti, ali s dubljim zahvatom jasno se mogu definisati pojedini modeli.

110

Slika 2.19 Profili otpornosti iznad različitih geoloških modela (dva dubinska zahvata.

Posebna vrsta profilisanja je kružno profilisanje. Tačka mjerenja i raspored elektroda ostaju nepromijenjeni, a mijenja se samo usmjerenje elektrodnog rasporeda (slika 2.20).

Ovim postupkom se određuju pravci pružanja pukotina, zalijeganje slojeva i slično.

Slika 2.20 Kružno profilisanje, a)mjerenje, b)prikaz rezultata

Geoelektrično profilisanja u višeslojnim sredinama može se lijepo vidjeti na primjeru istraživanja izvorišta ''Bijanbare-Borak-Junakovac'', gdje je primijenjen Schlumbergerov simetrični elektrodni raspored sa ukupno 10 sondi. Sonda GS-1 zajednička je za oba profila i predstavlja središte sistema, dok je sonda GS- 10 locirana izvan profila što se jasno vidi na slici 2.21.

111

Slika 2.21 Karta položaja geoelektričnih sondi na izvorištu Junakovac

Nakon geoelektričnih mjerenja izvršenih na navedenim sondama, dobijeni su modeli dubinskih presjeka pojedinih geoelektričnih sondi prikazani na slikama 2.22 – 2.25.

Slika 2.22

112

Slika 2.23

Slika 2.24

113

Slika 2.25

Nakon uveazivanja modela pojedinih geoelktričnih sondi u zadani profil dobijeni su dubinski geoelektrični presjeci za oba profila predstavljeni na slikama 2.26 i 2.27, na kojima su ujedno predložene i lokacije za prve istražne bušotine.

114

Slika 2.26

115

Slika 2.27

2.3.5 Instrumenti i oprema

116

Za mjerenje metodom prividne otpornosti potrebno je imati sljedeću opremu i

instrumenete:- instrumente za mjerenje (precizni miliampermetar i

milivoltmetar),- izvor struje (baterije, akumulatori ili strujni agregati)- motalice sa kablovima za prijenos struje- naponske i strujne elektrode- pomoćna oprema (čekić, uređaji za vezu i slično)

Miliampermetar služi za precizno mjerenje jačine struje koja se uvodi u zemlju, a

milivoltmetar za mjerenje napona. Mjerni instrumenti moraju imati veliku preciznost zbog nerijetko malih vrijednosti napona koje se očitavaju.

Budući da se najčešće koristi istosmjerna struja, kao izvor se najčešće koriste akumulatori i suhe baterije uvezane serijski kako bi se postigao dovoljan napon. Strujni agregati se koriste uglavnom kod dubokog sondiranja.

Kablovi kojima se prenosi struja moraju biti savitljivi, pa se najčešće koristi izolovana bakrena žica presjeka 1mm, a koja se sastoji od niza tanjih žica što joj daje fleksibilnost. Žica punog presjeka nije pogodna jer usljed čestog savijanja dolazi do loma.Za dublja istraživanja koriste se malo deblji kablovi srazmjerno naponu.

Kao strujne elektrode obično se koriste čelične šipke koje se zabijaju u zemlju. U područjima gdje postoji opasnost od hemijske reakcije šipke sa sredinom (dejstvom kiselina iz zemlje), koja bi mogla stvoriti dodatne napone koriste se posebne depolarizirajuće elektrode (slika 2.28).

Slika 2.28 Depolarizirajuća elektroda

117

U pomoćnu opremu možemo svrstati sve ono što će nam olakšati sam rad na terenu, počev od komunikacije pa do aergonomije.

2.4METODA INDUKOVANE POLARIZACIJE

Indukovana polarizacija javlja se uglavnom na kontaktu elektronskih i jonskih provodnika kao posledica postepenog opadanja napona nakon prekida dovoda električne struje kroz datu sredinu. Naime protokom struje kroz dodirni dio između električnog i jonskog provodnika dolazi do akumulacije naelektrisanja koja stvara elektromotornu silu. U ovakvim sredinama je primijećeno da prilikom puštanja struje kroz tlo napon postepeno raste i maksimalnu vrijednost poprima tek nakon određenog vremena što znači da se u početku jedan dio struje troši na stvaranje pomenute akumulacije na kontaktima. Srazmjerno tome dolazi i do njegovog postepenog opadanja nakon prekida struje (slika 2.29).

Slika 2.29 Indukovana polarizacija

Mjerenje pojave indukovane polarizacije može se obaviti na dva načina:

- u vremenskom području- u frekvencijskom području

118

Prilikom mjerenja u vremenskom području koristi se istosmjerni napon od nekoliko stotina volti. Na prijemnom uređajumjeri se veličina karakteristična za pojavu indukovane polarizacije. To može biti mjerenje napona u određenom trenutku nakon isključenja struje. Ova veličina podijeljena sa naponom mjerenim za vrijeme toka struje daje veličinu indukovane polarizacije koja se naziva ''CHARGEABILITY'', a izražava se u postocima

Za mjerenje u frekvencijskom području koristi se struja izmjeničnog niske frekvencije (0,1 – 10 Hz) pravouglog ili sinusoidnog oblika. Na naponskim elektrodama mjeri se naizmjenični napon. Zbog pojave indukovane polarizacije napon mjeren na potencijalnim elektrodama zavisi od frekvencije struje puštene u napona zem zemlju. Budući da je struja podložna manjim varijacijama mjeri se nepostredni odnos dviju različitih frekvencija i to vrlo precizno.

2.4.1 Primjena metode indukovane polarizacije

Metoda indukovane polarizacije izvodi se kao sondiranje ili profilisanje. Kao

dodatni podatak dobija se prividna otpornost. Naime, mjeri se jačina struje i napon za vrijeme toka struje u vremenskom intervalu, a u frekvencijskom intervalu dobija se količnik napona i struje.

Podaci o položaju, dubini, veličini, obliku i smjeru nagiba rudnog tijela mogu se dobiti modeliranjem, odnosno upoređivanjem mjerenih i teoretskih profila.

Indukovana polarizacija najviše se koristi za istraživanje:- raspršenih sulfidnih ruda (dok se masivne mogu bolje istražiti

elektromagnetnim metodama),- ležišta masivnih sulfidnih ruda koja su razbijana na niz manjih

dijelova,- zona raspršenih sulfida iznad masivnog rudnog tijela

Anomalije indukovane polarizacije mogu biti izazvane nerudnim mineralima

(pirhotin, pirit...) ili rudnim mineralima bakra i nikla, koji se pojavljuju u vrlo malim koncentracijama. Ekonomski vrijedna ležišta mogu sadržavati svega nekoliko postotaka sulfidnih minerala i takvo ležište može se otkriti jedino metodom indukovane polarizacije.

2.5ELEKTROMAGNETNE METODE

2.5.1 Metoda Turam

119

Naziv ove metode izveden je iz švedskog izraza ''twa ram'', što znači dva okvira.

Kroz dugi provodnik, koji se obično postavlja u obliku pravougaonika, pušta se struja frekvencije nekoliko stotina ocsilacija u sekundi (slika 2.30). Nastalo elktromagnetno polje može se mjeriti na udaljenosti od 1km od provodnika. Kao izvor struje služi generator.

Slika 2.30 Mjerenje metodom Turam

Elektromagnetno polje na površini može nastati na tri načina:- indukcijom struje koja prolazi kroz kabal- indukcijom struje koja prolazi kroz homogeno tlo- indukcijom struje koja prolazi kroz dobro provodljive materijale

(rude, voda, gline itd.)

Prva dva načina stvaraju elektromagnetno polje sa blagim i postepenim

promjenama dok kod trećeg dolazi do naglih promjena, odnosno anomalija koje su glavni indikatori ležišta.

Na terenu se mjere promjene amplituda i faza elektromagnetnog polja, odnosno mjeri se količnik amplituda i razlika faza dviju susjednih tačaka međusobnog rastojanja 20-40 m.

Ova metoda se najčešće koristi za istraživanje ležišta metalnih sulfida, a rjeđe za istraživanje vode i gline.

2.5.2 Metoda s pokretnim odašiljačem

Ova metoda je slična metodi Turam. Koristi se pri istraživanju dobrih provodnika

na manjim dubinama (slika 2.31).

120

Slika 2.31 Elektromagnetni sistem sa pokretnim odašiljačem

Mjerenje se vrši postupkom kompenzacije slično kao kod metode Turam, a mjere se vrijednosti stvarne i imaginarne komponente elektromagnetnog polja. Vrijednosti su izražene u postotku vrijednosti koje bi se dobile na istoj udaljenosti odašiljačem na homogenom terenu.

Nastanak anomalije prikazan je na slici 2.32. Djelovanjem primarnog polja u provodniku se indukuje struja koja stvara sekundarno polje. Na jednoj strani odašiljača (R1), sekundarno i primarno polje su istog predznaka i sabiraju se, a na drugoj strani (R2) su različitog predznaka i poništavaju se te stvaraju anomaliju prikazanu na slici.

Slika 2.32 Nastajanje elektromagnetne anomalije

2.5.3 VLF metoda

Naziv ove metode potiče od engleskog izraza ''Wery Low Frecquency'' što znači

veoma niska frekvencija. Metoda se zasniva na korištenju komponente elektromagnetnog polja ostvarenog vojnim radio odašiljačem velike

121

snage, koji je namijenjen za veze na velikim udaljenostima, zbog čega koristi jako nisku frekvenciju (15 – 30 Hz).

Antena se sastoji od vrlo dugačkog uspravnog kabla od nekoliko stotina metara. Snaga odašiljača često prelazi 300 kW. Takva antena odašilje vodoravno magnetno polje sa linijama polja u obliku koncentričnih krugova. U dobrim provodljivim i strmo nagnutim tijelima struja se indukuje i stvara relativno slabo sekundarno elektromagnetno polje (slika 2.33). Najjača indukcija se javlja ako je provodnik okrenut prema odašiljaču, te okomito siječe linije elektromagnetnog polja.

Slika 2.33 Skica nastajanja VLF anomalije

Sekundarno polje može nastati samo u dobrim provodnicima, budući da dubina prodiranja zavisi samo od otpornosti materijala i VLF frekvenciji. U tabeli 2.1 prikazane su dubine prodiranja u nekim stijenama do kojih se došlo proračunom.

SREDINA OTPORNOST ( u ohmima)

DUBINA PRODIRANJA(m)

GranitKrečnjakGlinaVlažni pijesakVlažni šljunakVoda

>5.000>1.00010 – 70 50 – 250 100 – 300 50 – 200

>300>12515 – 35 30 – 65 40 – 70 30 – 60

Tabela 2.1 Dubina prodiranja elektromagnetnih talasa u nekim sredinama

122

2.5.4 Transient metoda

Energija se šalje u zemlju električnim impulsima umjesto kontinuiranim talasima.

Na potencijalnim elektrodama registruju se poremećeni impulsi, čije deformacije zavise od otpornosti sredine.

2.5.5 Frekvencijsko sondiranje

Izmjenična struja prodire dublje ukoliko je frekvencija niža. Na osnovu toga,

mjerenjem sa nekoliko frekvencija dobiju se podaci za različite dubine. I ovdje se koriste teoretske krivulje za određivanje dubine vodoravnih slojeva. Ova metoda se koristi uglavnom kao pomoćno sredstvo.

2.6TELURSKA I MAGNETOTELURSKA METODA

2.6.1 Telurska metoda

U ovoj metodi koriste se prirodne struje izazvane odašiljanjem elektrona od

Sunca, rotacijom Zemlje i slično. Ove struje zahvataju velike debljine stijena i gotovo cijelu površinu Zemlje, a nazivamo ih Telurskim strujama. Telursko polje je reda veličine 10 mV/km, te se neprestano mijenja njegova veličina i smjer , zbog čega se mjerenja vrše istovremeno na baznoj tački i stajalištu na profilu. Mjere se istovremeno komponente napona na međusobno okomitim pravcima. Odnos površine elipse (konstruisane nad ova dva pravca) i površine kruga označava telursku anomaliju na određenoj tački. Anomalije ukazuju na povećanu gustinu struje izazvanu približavanjem površini slabih provodnika (solne dome, krečnjaci ili graniti). Budući da ova metoda ima veliki dubinski zahvat, ponekad se primjenjuje pri istraživanju ugljovodonika.

2.6.2 Magnetotelurska metoda

Može se reći da je ova metoda proširenje telurske metode. Ona uključuje

komparaciju amplituda i faza telurskog i elektromagnetnog polja, koje nastaju usljed toka telurske struje. Elektromagnetno polje, telursko polje, promjenjivo magnetno polje i električni potencijal, intenzivno se mijenjaju tokom vremena, ali odnos telurskih i elektromagnetnih promjena ovisi o otpornosti materijala.

123

Mjerenje električnog polja je lahko izvodivo, ali je mjerenje elektromagnetnog polja prilično težak zadatak. Za mjerenje napona koriste se depolarizirajuće elektrode postavljene na rastojanje od nekoliko stotina metara kako bi se eliminisale lokalne promjene napona. Za elektromagnetna mjerenja koriste se osjetljivi magnetometri zasićenja i magnetometri bazirani na superprovodljivosti na niskim temperaturama. Ukoliko se mjeri magnetna indukcija, koriste se zavojnice sa velikim brojem namotaja (nekoliko desetina hiljada namotaja), jer se koriste frekvencije između 1 i 0,001 Hz. Jezgro mora biti izgrađeno od materijala visoke propusnosti, a uređaj mora biti opremljen jakim pojačivačima sa malim šumovima.

Magnetotelurska metoda omogućava istraživanja velikih dubina bez razvlačenja dugačkih kablova. Istraživanja se mogu vršiti do dubine i do nekoliko stotina kilometara. Pojava slojeva vrlo niske otpornosti ne izaziva posebne poteškoće kao od geoelektričnog sondiranja.

GEOELEKTRIČNI KAROTAŽSADRŽAJ

Uvod......................................................................................................................1Osnovni parametri.................................................................................................2Raspored fluida oko bušotine................................................................................3Karotaž sopstvenog potencijala............................................................................4Porijeklo potencijala.............................................................................................4Cirkulacija struje SP.............................................................................................5Faktori koji utiču na oblik i amplitudu SP...........................................................6Metoda konvencialnog električnog otpora...........................................................6Tipovi i dimenzije sondi.......................................................................................7Šta sve utiče na krive električne otpornosti snimljenenormalnom i inverznom(gradijent) sondom.........................................................9

124

Sonda za ispitivanje u krečnjacima.....................................................................11Induktivni karotaž................................................................................................12Uticaj raznih geoelektričnih zona i susjednih formacijana mijerenja......................................................................................................14Uticaj vertikalnog cilindra.............................................................................................................14Uticaj horizontalnih graničnih ravni na mijerenja..........................................................................................................15Zaključak.........................................................................................................16Literatura.........................................................................................................17

Uvod

Geofizička mijerenja u bušotinama (karotažna mjerenja) počinju da se primjenjuju oko 1930. godine. Ova ispitivanja inspirisana su geoelektričnim mijrenjima koja su potvrdila svoju svrsishodnost kod mjerenja sa površine terena. Još 1928. godine izvedena su prva električna mijerenja u bušotinama i vrlo brzo prihvaćena u istraživanju nafte. Međutim, geofizička karotaž mijerenja nemaju onu primjenu u inženjerskoj geologiji, hidrogeologiji, pri istraživanjima minerahiih sirovina koju oni zaslužuju. Uzrok tome treba tražiti u:

- malim prečnicima bušenja;- malim dubinama bušotina (najćešće izmedu 50 i 100 metara);- u čestim promjenama prečnika bušenja;- u posebnim postupcima bušenja;- nemogučnosti upotrebe modernih sistema koji se primjenjuju pri

istrazivanju nafte u savremenom inženjerstvu.Geofizički karotaž kod istraživanja nafte koristi se za identifikaciju

nafte, definisanje poroznosti, permeabiliteta formacija, prirode fluida u njima itd. Kod istraživanja mineralnih sirovina za definisanje geološkog prjeseka terena, izdvajanje zone mineralnih sirovina, stepena i kvaliteta orudnjenja lezišta itd. U inženjerskoj geologiji i hidrogeologiji sem što se definiše geološki presjek terena određuje se dubina i debljina akvifera, fizićki parametri formacija (poroznost, permeabilitet, zaglinjenost, zapreminska težina, električna otpornostost brzina prostiranja seizmičkih talasa, priroda fluida itd.).

125

OSNOVNI PARAMETRI PROPUSNIH FORMACIJA

Poroznost je odnos pora prema ukupnoj zapremini ispitivane sredine i izražava se u djelovima jedinice, a često i u procentima. Poroznost formacija nosioca nafte i vode najčešće varira u granicama od 10 do 30%, a kod ostalili sredina je manja. Poroznost je važan parametar jer se preko poroznosti, propusnosti i debljine formacija definise izdašnost, odnosno kapacitet sloja.

Propusnost je mjerilo sposobnosti jedne formacije da omogučava protok fluida. Za datu fomaciju i fluid permieabilnost je konstantna pod predpostavkom da fluid ne utiče na samu sredinu i obratno. Propusnost se mjeri u darcy-ima (0,987 x 108 cm2), a pošto je to velika jedinica upotrebljava se njen 1000 dio, tj. milidarcy (0,987 x 10"15 m2). Simbol za permeabilnost najčešće je slovo (c).

Vode koje se nalaze u porama formacija raznog su porijekla a svojstva iste zavise

od dubine na kojoj se nalaze, geoloških karakteristika i starosti vodonosnih formacija. plitke vode najčešće su slatke i često sadrže kalcijum i magnezijum, pa su zbog toga obično tvrde.Dublje vode su slane, mada to nije uvek pravilo. Salinitet vode obično zavisi od

salinitetamora za vrijeme sedimentacije dotične formacije, blizine starih ušća rijeka, prisustva iliodsustva slatke vode. Specifična električna otpornost pitkih voda pri sobnoj temperaturi varira izmedu 20 i 50Om,a kod slanih izmedu 0,04 i 0,1 Qm. Znači, električna otpornost vode se smanjuje sa povečanjem količina rastvorenih jona. podzemne vode sadrže razne rastvorene soli,a naj češče dominira natrijum hlorid.Specifična električna otpornost elektrolita smanjuje se sa porastom temperature.

. Znači, sva mjerenja treba svesti na istu termperaturu prije nego što se

električne otpornosti upoređuju. Zato se pri elektrokarotaži redovno mjeri temperatura duž ose bušotina.

Faktor formacije. Ako je formacija nelaporovita i potpuno zasičena vodom specifične električne otpornosti (pw), i ako specifična električna otpornost takve formacije iznosi (PO) tada je odnos p0/pw konstantan i naziva se faktorom formacije. Faktor formacije (F) zavisi od poroznosti i rasporeda pora u stijeni. Na osnovu eksperimentalnih ispitivanja nađena je zavisnost izmedu faktora formacije i poroznosti. Ta zavisnost data je slijedečim izrazom: F = a / nm

Za konsolidovane i nekonsolidovane formacije relacija glasi:F = 0,81 / n2

Zasičenje kolektora vodom (SW) se mijenja zavisno od:- poroznosti, propusnosti, površine zrnaca- osobine prisutnih tečnosti (viskoznost)- debljine izdani

126

Zasičenje u samom kolektoru zavisi od nivoa podzemnih voda i karakteristika kolektora, na dnu je maksimalno (100%) a na vrhu minimalno. Zato se i specifična električna otpornost formacija mjenja od ekstremno velikih (nekoliko hiljada Qm), do minimuma vrednosti (ali nikad ne nula). Zasičenje vodom dato je empirijskom jednačinom:

Sw=(ρ0/p1)1/n

RASPORED FLUIDA OKO BUŠOTINE

Isplaka koja se koristi pri bušenju obično se formira tako da hidrostatički pritisak stuba isplake bude veći od pritiska koji vlada u formaciji. Tada isplaka prodire u formaciju.

127

Slika 1.

U tom procesu čvrste čestice iz isplake nagomilavaju se na propusnom sloju oko bušotine i stvaraju isplačni kolač, koji smanjuje i sprečava dalju filtraciju vode. Sastav, debljina i propusnost isplačnog kolača najviše zavisi od prirode isplake i od uslova bušenja. Proces infiltracije bitno je različit kod formacija intergranularne poroznosti odnosno formacija sa pukotinskom poroznošću.

Kod formacija sa intergranularnom poroznošću ako formacija sadrži samo vodu, filtrat isplake potiskuje vodu horizontalno. Neposredno uz zid bušotine filtrat isplake praktički potpuno istiskuje vodu formacije. Ova zona se naziva "isprana zona". Ova zona najčeče se prostire do udaljenosti od 7 do 8 cm. Na večim udaljenostima od zida bušotina filtrat uopšte ne dopire, pa su pore formacije zapunjene originalnom vodom (intaktna zona). Zato između područja potpuno isprane i netaknute zone može biti manja ili veća u zavisnosti od osobine formacije i brzine filtracije i naziva se "prelazna zona".Na slici 1.a dat je šematski presjek zona propusnog

128

sloja oko bušotine po horizontalnoj ravni. a na slici 1.b po vertikalnoj ravni.Kod čvrstih, ispucalih formacija propusnost se često naglo mjenja po dubini. Zato infiltrirana zona i prstenasti prostori variraju u zavisnosti od propusnosti. Filtrat isplake duž pukotina lako prodire do velikih udaljenosti od bušotine, potiskujući pred sobom vodu formacije. S druge strane, prodiranje filtrata isplake u neraspucalu sredinu je minimalno. Pošto je pukotinska poroznost mala u poređenju sa zapreminom formacije, samo če mala količina fluida, koja je početno ispunjavala pore i pukotine biti pomjerena.

129

Karotaž sopstvenog potencijala

Kriva SP pri ispitivanjima u bušotini predstavlja razliku prirodnog potencijaia koji postoji između elektrode koja se postavlja na površini terena u blizini ušča bušotine i elektrode koja se pomjera duž ose bušotine. Pošto je elektroda stacionarna tamo na površini njen potencijal je konstantan. Prema tome dijagram SP je varijacija potencijala duž ose bušotine.

Porijeklo potencijala

Kao što je ranije rečeno potencijali su elektrohemijskog porekla. U slučaju da se sloj pijeska nalazi izmedu lapora struje SP nastaju u lancu:

a) voda formacije - lapor - isplaka b) filtrat isplake - voda formacije

I pri filtraciji isplake isplačni kolač dolazi do stvaranja elektromotorne sile (EMS) ali u smjeru koji je suprotan elektromotornoj sili koja je elektrohemijskog porjekla.

Zato se moze reći da je ukupni potencijal algebarski zbir potencijaia adsorpcije i potencijala difuzije, tj. Vad + Vd. Sa slike se vidi potencijal Vad nastaje između vode formacija i isplake, a unutar lapora. Ako predpostavimo da je u vodi formacije koncentracija jona veća nego u rastvoru isplake,tada će lapor omogučavati prolaz pozitivnih (Na") jona, a sprečavati prolaz negativnih (Cl)jona Znaći lapor djeluje kao membrna - joni natrijuma prolaze, a joni hlora ne. Ako lapor razdvaja dva rastvora NaCl razlićite koncentracije, više jona će proći iz zone sa koncentracijom .

Granica između lapora i zone slabije koncentracije postaće pozitivno naelektrisana dok će rastvor veće koncentracije biti pretežno negativno naelektrisan. Prema tome, na laporu postoji razlika potencijala, odnosno EMS. a to je u stvari potencijal adsorpcije Vad. Strujni krug je uvijek zatvoren kroz stub isplake i susjedne formacije.Potencijal difuzije Vd nastaje u propusnim slojevima a na granici filtrata isplake i vode formiacija. voda formacije i filtrat isplake su rastvori NaCl, ali različite koncentracije (C1 i C2), s tim da je C1 veće od C2. Ovi rastvori su u direktnom međusobnom kontaktu. Joni (Na i (Cl) mogu da prelaze iz jednog rastvora u drugi, jer ništa ne razdvaja ove rastvore. Posto je C1 veće od C2 dolazi do migracije (Na) i (Cl) jona iz rastvora veće koncentracije ka rastvoru slabije koncentracije. Joni (Na) imaju manju brzinu kretanja u vodi nego joni (Cl). Zbog toga, rastvor manje koncentracije postaje negativan a rastvor veće koncentracije pozitivan, Što dovodi do stvaranja razlike potencijala, tj. do potencijala difuzije. Potencijal Vd je manji od potencijala Vad kod istih rastvora.

130

Slika 2.

Na slici 2. šematski je predstavljena krovina čistog pijeska koju prekriva lapor. U zoni

pijeska prikazana je i infiltraciona zona. Elektromotorne sile Vad i Vd predstavljene su malim čelijama sa polaritetima kako je utvrđeno već ranije. Ove elektromotorne sile proizvode struje SP koje teku iz pijeska kroz lapor, pa u bušotinu, pa ponovo natrag u pijesak. U stubu isplake u tački (P) potencijal je pozitivan u odnosu na potencijal u tački (N), tj. na nivou pijeska. Budući da se otkloni SP oćitavaju u odnosu na nultu liniju (liniju lapora) otkloni u nivou propusnog sloja su negativni.

Cirkulacija struje SP

Cirkulacija struje SP u zoni propusnog sloja prikazana ja na slici. Svaka strujna linija prelazi tri granice A, B i C. Duž svoje putanje struja SP prolazi kroz sredine razlićite elektrićne otpornosti. Duž svake zatvorene strujne linije ukupan pad poteucijala jednak je algebarskom zbiru pada potencijala u svakoj sredini. Pošto je struja duž putanje konstantna, pad potencijala varira u pojedinim sredinama zavisno od električne otpornosti svake sredine. Prema tome, pad potencijala u isplaci bušotine je ustvari

131

samo jedan dio ukupne EMS. Kada bi se potencijal unutar svake sredine (isplaka, pijesak, lapor) mogao snimiti dobili bi dijagram koji je predstavljen isprekidanom i šrafiranom linijom na lijevoj strani slike . Takav dijagram gdje struja ne teče naziva se dijagram statičkog SP. Razlika potencijala u isplaci i izvan nje naziva se statički sopstveni potencijal SSP.

Ukupna EMS koja stvara struju SP mjenja se od bušotine do bušotine već zavisno od saliniteta isplake i vode formacije. Pjeskovi sa slatkom vodom daju male, a pjeskovi sa vodom večeg saliniteta velike otklone na krivoj SP i SSP. Polaritet pikova moze biti čak i obrnut, ako je voda u pijesku manjeg saliniteta od isplake.

Slika 3.

Propusni slojevi različite poroznosti ili različite granulacije daju iste EMS, ako drugi faktori ostaju nepromenjeni. EMS dakle ne zavisi od propus-nosti.Prisustvo lapora ili gline u pijesku smanjuje potencijal difuzije. Poten-cijal difuzije moze biti i 0 i tada je V0 = Vad. Daljim povečanjem sadržaja lapora u pijesku Vad raste u suprotnom smijeru. Prema tome, učinak lapora smanjuje ukupnu EMS. Kada zaglinjenost iznosi 100% tadaje Vd = Vad pa prema tome V0 = 0. To je slučaj kada su sve pore pijeska ispunjene glinom, pa se i njegova elektro-hemijska aktivnost ne razlikuje od susjednih lapora..

Faktori koji utiču na oblik i amplitudu SP

Struja SP cirkuliše u isplaci u visini propusnog sloja ali i na manjoj udaljenosti od tih granica. Zbog toga na dijagramima SSP granica propusnog sloja se indicira naglom promjenom SP. Na dijagramu SP promjena potencijala je postepena i širi se d duž bušotine i izvan ovih

132

granica. Granica propusuog sloja nalazi se u nivou prevojne tačke. Ovo omogućuje određivanje debljine sloja pomoču dijagrama SP.

Dijagram SP registruje samo onaj dio potencijala koji nastaje u isplaci. Amplituda SP približava se amplitudi SSP, ako se električna otpornost propusnog sloja GO iz susednih formacija (ps) moze zanemariti u upoređenju sa električnom otpornošču isplake bušotine (pm). Ovo se postiže ako je porozni sloj dovoljno debeo. Amplituda maksimuma na dijagramu SP svakako zavisi od SP u čistim formacijama ali i od:- debljine sloja (d);- specifične električne otpornosti sloja (p,), susjednih formacija isplake.

133

METODA KONVENCIONALNOG ELEKTRlČNOG OTPORA

Osnovi metode

Električna meijrenja u bušotinama kod kojih se koriste strujne (A, B) i potencijalne (M, N) elektrode, nazivaju se metode SE otpora. Ova mijerenja mogu se izvesti u bušotinama u kojima postoji voda ili isplaka na bazi vode. U suhim bušotinama ili ako je ista ispunjena isplakom na bazi nafte koriste se specijalne klizajuće kontaktne elektrode. Ako je strujna elektroda (A) u homo-genoj izotropnoj sredini, a druga strujna (B) u beskonačnosti, tada se struja iz tačke (A) širi u sve pravce radijalno. Ekvipotencijalne površine su normalne na strujne linije i okružuju strujnu elektrodu (A). Znaći, to su sferne ekvipotencijalne površi sa centrom u tački (A), vidi sliku 4 . Ako je potencijalna elektroda (M) u blizini elektrode (A), a elektroda (N) u beskonačnosti, tada je potencijal u tački (M).

134

Slika 4.

Pošto je elektroda (N) u beskonačnosti (AN = r2 = oo) ista ta je na sferi gde je potencijal ravan 0. Znaći, izmijerena razlika potencijala biće jednaka potencijalu tački M, tj. otklon na galvanometru proporcionalan je potencijalu koji postoji na sferi radijusa AM=r.

Pošto je struja (I) i koeficijent (K) konstanta, specifična električna otpornost (p) je direktno proporcionalna potencijalu (V) u datoj tački. Pomjeranjem elektroda (A, M), odnosno mijerenjem (V) duž ose bušotine, s tim da je rastojanje između ovih elektroda konstantno, dobija se dijagram promijene SEO po dubini. Ako je registracija kontinuirana, a što je redovno slućaj, dobija se dijagram p = f(d), gde je d - dubina osmatranja.

Tipovi i dimenzije sondi

Pri mijerenjima u bušotinama koriste se razni tipovi sondi koji se spuštaju kroz bušotine. Sonde se međusobno razlikuju po broju elektroda, međusobnom rasporedu, rastojanju između njih i dr. Na slici.5. prikazana je sonda sa jednom strujnom (A) i jednom potencijalnorn (M) elektrodom u bušotini. Druga strujna (B) i potencijalna (N) su na površini terena, pa se može smatrati da su u beskonačnosti. U praksi se češće koristi sistem gde je potencijalna elektroda (N) u bušotini, ali dovoljno udaljena od elektrode (A), odnosno od elektrode (M). Rastojanje (MN) najmanje 12 puta je veće od rastojanja (AM), vidi sliku . Rastojanje (AM) je dimenzija sonde, a tačka zapisa je na sredini rastojanja (AM). Ovakav raspored elektroda, naziva se normalnom sondom. SEO .

135

Slika 5.

136

Slika 6.

Ako se kod normalne sonde izmijeni međusobni položaj elektroda (A i M), kriva električne otpornosti biće apsolutno ista, osim kod izrazito čvrstih formacija sa velikim specifičnim električnim otpornostima.Na slici 7. prikazani su rasporedi gdije su elektrode (M i N) na konačnom međusobnom rastojanju. Kod oba rasporeda (shema a i b) struja se provodi između elektroda.

Slika 7.

137

Sonda sa dvije strujne (A i B) i jednom potencijalnom, recimo (M) elektrodom u bušotini, i drugom (N) na površni terena, data je na slici .

Tačka zapisa inverzne sonde (slika ) nalazi se u tački (0), tj. na sredini ras-pona (MN), a dimenzija sonde defnisana je rastojanjem (AO). Tačka zapisa za inverznu sondu data na slici nalazi se na sredini izmedu elektrode (AB), a dimenzija sonde defnisana je rastojanjem (MO).

Međusobni položaj elektroda, dimenzija sonde uslovljava ponašanje, i sposobnost izdvajanja raznih geoelektrićnih sredina. Zavisno od međusobnog rasporeda elektroda, jedna može, na primjer biti dobra za defnisanje tankih proslojaka, a da ista sonda ne daje potpunu sliku o debljim slojevima. S druge strane, sonda koja omogućuje ocjenu sadržaja fluida ne mora biti pogodna i za određivanje granica formacije. Najčešće se pri karotažnim mjerenjima koriste razni tipovi sondi i raznih dimenzija:

- kratka normalna sonda AM=oko 0,4064-0,5472 metara (16 do 18 inća)- duga normalna sonda AM = 1,6256 metara (64 inća)- kratka inverzna (lateralna, gradijentna, boćna) sonda

- duga inverzna (lateralna, gradijentna, bočna) sonda AO=MO=5,6896 m (18 stopa i 8 inća).

Kratka normalna sonda koristi se za detekciju granica formacija.Zbog infiltracije isplake na krivima električne otpornosti znatan uticaj

ima infiltrirana zona. .Duga normalna sonda nije pogodna za određivanje granice formacije, ali

je zato pogodna za određivanje električne otpornosti netaknute zone.Inverzna sonda nije pogodna za određivanje granice formacija, ali dobro

detektuje tanke formacije koje imaju veliku električnu otpornost. Inverzna sonda pogodna je za određivanje p, formacije znatne debljine, posebno ako je zona infiltracije velika.

Pošto mijerenja sa navedenim sondama ne daju uvijek zadovoljavajuće rezultate koriste se i druge karotaž metode kao na primjer induktivni karotaž (kod isplaka sa slatkom vodom), laterolog (u slanim isplakama), zatim mikrolog ili mikrolaterolog .

Šta sve utiče na krive električne otpornosti snimljene normalnom i inverznom (gradijent) sondom

Na slici 8. su date krive prividne električne otpornosti snimljene normalnom sondom u slučaju kada se sloj sa velikim SEO nalazi između slojeva manje otpornosti. Sa slike se vidi, da su krive simetrične u odnosu na sredinu formacije. Iz ovoga sljedi da se može ista kriva dobiti ako je elektroda (A) ispod elektrode (M), ili obrnuto, kada je elektroda (A) iznad elektrode (M).

Na gornjem dijelu slike dat je slučaj kada je debljina formacije veća od dimenzije sonde (h = 10 AM; p, = 8pm = 8ps). Na dijagramu električne otpornosti, granice formacija sloja velike električne otpornosti nisu jasno označene. Greška određivanja debljine formacije velike otpornosti je manja kod sondi kratke normale. Medutim, treba imati na umu da u tom slučaju postoji tendencija prikazivanja slojeva različitih otpornosti tanjim, no što su u stvari (kada je debljina sloja jednaka dimenziji sonde). Kod sredina sa niskim

138

SEO postoji tendencija povečanja debljine formacija u odnosu na stvarne dimenzije formacija, i to za dimenziju sonde.

Na donjem dijelu slike prikazan je dijagram prividne električne otpornosti za slučaj kada je dimenzija sonde veča od debljine "otpornog" horizonta. Na ovoj krivoj postoji minimum na sredini otpornog horizonta sa simetričnim pikovima ispod i iznad formacije. Sa krive slijedi da formacije koje su tanje od dimenzije sondi, a po električnoj otpornosti više od susjednih slojeva na krivoj prividne otpornosti ispoljavaju se kao provodni slojevi..Na slici je prikazana teorijska kriva prividne električne otpornosti kada je korištena normalna sonda,a za presjek gdje se sredine manje električne otpornosti nalaze između formacija sa večim električnim otpornostima.

U oba slučaja ,bilo da je dimenzija sonde veča ili manja od provodljivog sloja,krive prividne električne otpornosti su simetrične.U oba slučaja se debljina sloja na teorijskim krivima povečava za dimenziju sonde.

Slika 8.

Na slici 9. prikazane su krive prividne električne otpornosti, kada je korištena gradijent sonda i to slučaj kada je sloj sa večm SEO između slojeva sa nižim SEO. Date su krive kada je dimenzija sonde manja od debijine formacije i slučajevi kada je sloj jednak ili veči od dimenzije sonde.

139

140

Slika 9.

Sa ovih slika se vidi da krive snimljene gradijent sondom nisu sime-

trićne i da su krive prividne električne otpornosti znatno komplikovanije od ranijih krivih. U slućaju kada je sloj deblji od dužine sonde gornja granica na krivoj prividne elektrićne otpornosti je pomjerena na dole. Ovaj pomak približo je jednak dužini sonde.

Srednji dio slike odgovara slučaju kada je sredina sa velikom SEO nešto veča od dužine sonde. Sloj je indiciran oštrim povećanjem krive prividne elektrićne otpornosti. Donja granica otpornog horizonta definisana je samim maksimumom krive prividne elektrićne otpornosti, ali je gornja granica za dužinu sonde pomjerena na gore.

Donji dio slike odgovara slučaju kada je horizont sa velikom SEO tanji od dužine gradijent sonde. Sloj je indiciran povečanjem prividne električne otpornosti, ali je isti manji od stvarne SEO. Iznad sloja zapaža se manji minimum a zona niskog SEO ispod sloja iza koga sljedi manji pik koji je na udaljenosti koja odgovara dužini sonde. Ovaj sekundarni pik naziva se "pik u send", a zona električne otpornosti "slijepa zona".

Sonda za ispitivanje u krečnjacima

Na slici 10 prikazana je šema odgovarajuče sonde. Kod ove sonde struja teče između strujne elektrode (A), koja je u bušotini i elektrode (B) koja je na površini terena. Međutim, dva para mijernih elektroda (M, i N,) i (M2 i N2) su u bušotini simetrično raspoređeni u odnosu na elektrodu (A). Rastojanje M,N, odnosno M2N2 je malo u odnosu na rastojanje AM,, odnosno AM2. Elektrode (M,) i (M2) kao i elektrode (N,) i (N2) su međusobno kratko spojene to znaći da su elektrode (M,) i (Mj) kao i (N,) i (N2) uvijek na istom potencijalu. Znaći, ova sonda je u stvari dvostruka gradijent sonda.

Ako je sonda na nivou čvrste formacije sa velikira SEO, tada sva struja teče kroz isplaku u bušotini. Pod ovim uslovima prividna električna otpornost biće konstantna sve dotle dok se elektrode nalaze unutar otpornog horizonta, vidi sliku 11.

141

Slika 10.

142

Slika 11.

Čim jedna od spoljnih elektroda (N, ili N2) dospije u visinu sredine sa SEO; cH> struje prodire u poroznu fomaciju. Smanjuje se potencijal AV = lp (I-jačina struje; p-električna otpornost) izrmeđu mijernih elektroda a vrijednost SEO počinje da opada. Kada je sonda usred sloja sa niskiln SEO, maksimalna struja prodire u sloj, tada p ima minimalnu vrijednost. Prividna debljina sloja sa niskim SEO je u stvari realna debljina sloja povečana za rastojanje između elektroda N, i N2.

Iz ovoga slijedi da sonda za krečnjake ne doprinosi mnogo određivanju stvarnih vrijednosti SEO jer, na njega bitno utiće stub isplake. Međutim, ona se koristi za određivanje i otkrivanje provodljivih formacija i ako su njegove debljine manje .

INDUKTIVNI KAROTAŽ

Induktivnom karotažom se određuje provodnost formacija pomoču naizmijeničnih struja. Ove metode za pobuđivanje formacija koriste se izolovani kalemovi, a ne tačkaste ili prstenaste elektrode. U bušotini može

143

biti bilo kakav fluid (isplaka na bazi vode. isplaka na bazi nafte, plina) ili vazduh, znači može da se koristi i u praznim bušotinama. Međutim, mijerenja se ne mogu izvesti u bušotinama koje su začepljene čelninim kolonama ili ispunjene slanom isplakom. Prednost induktivne karotaže je u boljoj rezoluciji tankih slojeva i to zbog usmijeravanja i večeg radijusa prodiranja u fornaciju Na slici 12. šematski je predstavljena induktivna karotažna sonda sa jednim predajnim (1) i jedniin prijemnim (2) kalemom koaksialno namotanim na nosač od izolacionog materijala. Rastojanje između kalemova (L) naziva se dimenzijom sonde. Tačka na koju se odnose mijerenja je u sredini između sistema kalemova.

Slika 12.

144

Predajni kalem (1) se napaja iz jednog oscilatora naizmeničnom strujom. konstantne jačine i frekvencije. Naizmjenično magnetno polje indukuje struju u okolnim formacijama a isto magnetno polje indukuje EMS, u prijemnom kalemu (2). Struja indukovana u formaciji proporcionalna je provodnosti formacije. Prema tome, i indukovani signal u prijemnom kalemu proporcionalan je provodnosti formacije, tj. obrnuto proporcionalan električnoj otpornosti.Indukovani signal u prijemnom kolu se pojačava i ispravlja u jednosmjernu struju i kroz kabl prenosi do uređaja na površini terena.

Sprega između predajnog i prijemnog kalema je izbalansirana. Tako. na primjer, ako je sonda obješena u vazduhu, znaći da je u sredini gdje je provodnost ravna 0, instrument tada mora dati čitanje ravno 0.Pored ova dva kalema postoje i dodatni namotaji. Međusobni položaj i svojstva dodatnih kalemova je takav, da se smanjuje uticaj isplake i formacije iznad i ispod instrumenta za mijerenja. Ove sonde se nazivaju fokusirajuće sonde. Savremena induktivna karotaž sonda daje detaljne podatke formacija u širokom području provodnosti. Tačnost je izuzetno velika za formacije kod kojih je električna provodnost veča od 0,05 Simensa (Siemensa). Uspiješno se primjenjuje i u području provodnosti manjih od 0,1 S, sve do 0,2 S. Ispod ove granice induktivna karotaža je primjenljiva ali su podaci manje tačnosti.

Električna provodnost recipročna je vrijednosti električnog otpora (S = l/p), a pošto je jedinica mjere električne otpornosti (Om), električna provodnost bi trebala da bude 1/Om = 1 Siemens. Sve sredine sa električnim otporom večim od 1 Om morale bi da se izražavaju u decimalnim vrjednostima. Da bi se to izbjeglo u praksi se koristi 1.000 dio Om tj. mS.

Uticaj raznih geoelektričnih zona i susjednih formacija na mjerenja

Na slici13.dat je presjek terena oko vertikalne bušotine gdje je isplaka prodrla u horizontalni porozni sloj. Tada se oko bušotine formiraju razne zone koje su međusobno razdvojene horizontalnim i cilindričnim površinama. Svaka od tih zona utiće na podatke mjerenja izvršenih induktivnom karotažom. Ukupni uticaj se definiše preko geometrijskog faktora .

145

Slika 13.

Uticaj vertikalnog cilindra

Uticaj vertikalnog cilindra paralelnog sa osom bušotine u slučaju da prečnik cilindra raste od 0 do beskonačnosti dat je na slici 14. i to za sonde tipa 5 FF 27 i 5 FF 40. Sa slike se vidi da na cilindar prečnika 2,54 mm geometrijski faktor neznatno utiče. To znaći da je signal koji dolazi iz stuba isplake relativno mali, osim ako je isplaka vrlo slana, ili ako porozna formacija ima vrlo veliku električnu otpornost.

146

Slika 14.

Uticaj horizontalnih graničnih ravnina mijerenja

Uticaj horizontalnog poroznog sloja pri porastu debljine formacije od nule do beskonačnosti na produtke induktivne karotaže dat je na slici 15. Odvojeno su date krive za sondu tipa 5 FF 27 i sondu 5 FF 40. Sa slike se vidi da do neke debljine geometrijski faktor više miče na sondu 5 FF 27. To znači da je ova sonda manje pod uticajem susjednih formacija, znaći ima veču moč rezolucije

147

Slika 15

Iz svega sljedi da je induktivna karotaža najbolja metoda za istraživanje stvarnog električnog otpora formacije, naročito tankih slojeva, pogotovo ako električne otprnosti variraju u granicama od 50 - 200 Om. Kombinacija induktivne karotaže sa kratkom normalom i krivom SP je najpogodnija za mijerenja u bušotinaina sa slatkom isplakom .

Zaključak

Postojanje razlike među električnim svojstvima pojedinih materijala i stijena, koje se nalaze na ispitivanom području omogućuje korištenje geoelektričnih metoda mjerenja u cilju otkrivanja litologije i zona intenzivne razlomljenosti (pukotina, rasjeda). Od električnih svojstava najvažniji je specifični otpor, pa zato i metode, koje se zasnivaju na mjerenju razlika u specifičnom otporima, čine pretežni dio svih geoelektričnih metoda. Induktivna karotaža mjeri vodljivost formacija. Oscilator šalje struju izmjenične frekvencije u svitak, stvara se magnetsko polje i inducira struju u formaciji, tj. u zidu bušotine stvaraju se vrtložne struje koje imaju svoje magnetsko polje i to uzrokuje da se u prijemnoj zavojnici inducira struja. Na taj način mjeri se vodljivost formacije i metoda je dobra kada imamo velike otpore; prazna bušotina - vapnenci.

LITERATURA

148

1. Inženjerska geofizika...................................................Dr.Šandor Slimak2. Internet3. Istražno Bušenje.

GEOELEKTRIČNI KAROTAŽ

Geofizička mjerenja u bušotinama počinju da se primjenjuju oko 1930. godine a prva geoelektrična mjerenja u bušotini izvedena su 1928 godine. Mjerenja u bušotini uglavnom su korištena za istraživanja nafte. Mjerenja se koriste za definisanje poroznosti stijene, propusnosti formacije kod kretanja-migracije nafte, prirode fluida u poroznim i ispucalim sredinama, kod istraživanja mineralnih sirovina izdvajaju se zone mineralne sirovine sa stepenom i kvalitetom orudnjenja ležišta.Razdvajanje na jasne partije mineralne sirovine i stijene (podine i krovine). U inženjerskoj geologiji i hidrogeologiji istraživanja u bušotinama se izvode radi utvrđivanja karakteristika svake sredine(propusnost, gustina, ispucalost, elastičnost, čvrstoća). Danas se svaka bušotina gdje god je to moguće ispituje karotažom gdje geoelektrični karotaž ima najveću primjenu. To znači da se od vrha do dna ili obrnuto vrši kartiranje pomoću posebne opreme koja omogućava izvođenje:el. karotaža, seizmoakustičnog karotaža, termičkog karotaža, karotaža radioaktivnosti i drugih karotaža koji prema specifičnosti oprme i namjene se mogu izvoditi.

PRIMJENA GRAVIMERIJSKIH METODA ZA RJEŠAVANJE GEOLOŠKIH PROBLEMA

Gravimetrijske metode se koriste za rješavanje sljedećih geoloških problema:

1. Riješavanje opštih geoloških problema2. istraživanje nemetaličnih mineralnih sirovina3. istraživanje ležišta uglja4. istraživanje rudnih ležišta metaličnih mineralnih sirovina5. rješavanje – istraživanje ležišta nafte i gasa

Pravilo je da se nikada jedna geofizička metoda pa ni gravimetrijska ne koristi kao sama za sebe za istraživanje i rješavanje gore navedenih problema.

149

Najčešće je to primjena refrakcione ili refleksivne seizmike npr. kod uglja, nafte i gasa, magnetnih metoda kod ležišta željeza.

RJEŠAVANJE OPŠTIH GEOLOŠKIH PROBLEMA

Kod geoloških istraživanja gravimetrijskom metodom utvrđuje se opšta zakonomjernost građre ispitivanog prostora i rješava međusobni odnos velikih struktura od kojih zavisi i razmještaj mineralnih sirovina. Ovo pripada zadatku tzv. regionalne geologije i predmet je geološkog kartiranja, a kao krajnji rezultat je tektonska rejonizacija istraživanog područja. Na gravimetrijskim kartama jasno se mogu sagledati postojanja anomalija ako se zahvati šire područje istraživanja. Prilikom istraživanja gesinklinalnih oblasti u regionalnom smislu gravimetrijom se mogu utvrditi sljedeće karakteristike unutar te geosinklinalne oblasti:

1. opšta strukturna građa prostora2. određivanje položaja i međusobnih odnosa tektonskih blokova 3. izdvajanje krupnih struktura koje predstavljaju interes za detaljna

gravimetrijsaka i druga geofizička i geološka ispitivanja

Ova regionalna ispitivanja u principu mogu da obuhvate vrlo široki prostor (više od 20 km). Po merfološkim i geološkim osobenostima, gravimetrijske anomalije se mogu u regionalnom smislu podijeliti 3 grupe :

1. anomalije izometrične forme koje odgovaraju masivima intruzivnih stijena ili značajnijem metamorfnom kompleksu

2. linearno izdužene negativne anomalije što odgovara sedimentnim mlađim stijenama najčešće taloženim u rovovima i spuštenim dijelovima većih dimenzija duž nekog pravca gdje se odvijalo spuštanje

3. anomalije koje se karakterišu porastom vrijednosti u jednom pravcu što je karakterisično strme kontakte krupnih- velikih blokova koji su spušteni i odgovaraju npr. dubokim rasjedima.

Ukoliko je osnovna stijena prekrivena paletom mlađih sedimenata može se uočiti korelaciona veza između dubine osnovne stijene i vrijednosti anomalije sile teže što omogućava principijelno određivanje reljefa matične stijene i približno određivanje debljine sedimetacionog kompleksa. U opštim geološkim istraživanjima gravimetrijskim metodama izuzetno dobre rezultate mogu dati ispitivanja mag. stijena vezanih za

150

masovnu intruziju što ima izuzetno veliki značaj za istraživanje tzv. metalogenetskih zona, rudnih ležišta metaličnih mineralnih sirovina.Bazični i ultrabazični magmatiti izazivaju pozitivne anomalije dok kiseli magmatiti izazivaju negativne gravimetrijske anomalije. Uz istovremeno korištenje geomagnetnih metoda možemmo sa velikom sigurnošću govoriti o prisustvu mag. stijena.

ISTRAŽIVANJE LEŽIŠTA NEMETALIČNIH MINERLNIH SIROVINA LEŽIŠTA SOLI, GIPSA I ANHIDRITA

Primjena gravimetrijskih metoda za istraživanje ležišta kamene soli zasniva se na činjenici da je gustina kamene soli 2,1-2,3 g/cm3 te da se kamena so skoro redovito nalazi u stijenama veće gustine. Kamena so se u svijetu najčešće javlja u obliku tzv. sonih doma koje nastaju utiskivanjem zbog težine naslaga koje na tu so djeluju. Sone dome mogu biti vrlo velike, od nekoliko desetina km do nekoliko stotina m. Zbog negativne razlike u gustini soli i okolnim stijenama nad sonom domom obavezno se registruje tzv. gravimetrijski minimum. Ako je sona doma vrlo dugačka i u svojoj krovini sadrži gips ili anhidrit tada će se u okviru gravimetrijskog minimuma pojaviti anomalija koja blago teži ka pozitivnom zato što je gustina anhidrita 2,8-2,9 g/cm3. To direktno znači da se kao kapa na sonoj domi javlja gips ili anhidrit koji predstavljaju interesatnu mineralnu sirovinu. Za istraživanje sonih doma obično se koristi i seizmička metoda, naročito za istraživanje vršnog djela, dok se gravimetrijskim metodama utvrđuje i modelira rubna vrijednnost nagiba krila sone dome.

ISRAŽIVANJE LEŽIŠTA UGLJA

Primjena gravimetrijskih metoda za istraživanje ležišta uglja može da bude dvojako:

1. Razlika u gustini između uglja i okolnih stijena može da bude relativno velika jer je gustina uglja od 1,5-1,7 kod kamenog uglja i 0,9-1,2 g/cm3 kod lignita i mrkog uglja što omogućava primjenu gravimetrijskih metoda za istraživanje ležišta.

2. Debljina ugljenih slojeva (naročito kod kamenog uglja) može da bude relativno mala u odnosu na debljinu prkrivnih naslaga, pa je iste praktično nemoguće detektovat gravimetrijskim metodama. Zbog toga primjena gravimetrijskih metoda svodi u prvom redu na rješavanje geoloških problema, pa tao indirektno daje indikaciju postojanja ugljenih naslaga. Tako se npr. prvo geološki registrira kontakt sedimentnih i stijena drugog porijkla (npr. banovićki ugljeni

151

bazen) a zatim se unutar sedimentacionog bazena istražuju strukture (rasjedi) i dubina matične stijene. Ako je ugljeni sloj bliže površini (kao npr. u banovićkom bazenu)gdje je ugalj debeo do 10 m) moguće je gravimetrijskom metodom otkriti da postoji gravimetrijska anomalija. Tamo gdje je bazen relativno dobro istražen kao što je područje Banovića nije neophodna geofizika ali je u relativno nepoznatom susjednom području seone i drugih dijelova koji su odvojeni moguće koristiti geofiziku za istraživanje ležišta uglja. Kod mrkog uglja čija gustina iznosi 1,3g/cm3 moguće je da se gravimetrijskim metodama dobije kriva koja će indicirati neke anomalije koje će nam ukazati na postojanje ugljenog sloja značajnije debljine. Tu je posebno važno registriranje područja oboda bazena koji je ispunjen mlađim sedimentima a ako su ti mlađi sedimenti tektonizirani (najčešće izrasjedani) tada se gravimetrijskim metidama definiše područje perspektivnih prostora koje se rijetkim istražnim bušotinama može i potvrditi.

ISTRŽIVANJE LEŽIŠTA METALIČNIH MINERALNIH SIROVINA ISTRAŽIVANJE RUDNIH LEŽIŠTA

Istraživanje metaličnih mineralnih sirovina gravmetrijsokm metodom našlo je odvno svoju primjenu, naročito za rude gvožđa, olova, cinka, bakra i drugih. Gravimetrija može u ovom slučaju da se primjeni dvojko:

1. za direktnu indikaciju rudnih tijela 2. za riješavanje strukturno-geoloških odnosa u rudnonosnom

regionu.

Kod istraživanje gravimetrijskim metodama na širem regionalnom nivou izučava se dubinska građa drugih reona, na osnovu čega se rade tzv. metalogenetske karte. Velike i duboke strukture koje imaju značajniji odraz na oblik i formu gravitacionog polja ponekad omogućava da se ustanovi prostorna veza između rasporeda anomalija i rudne mineralizacije odnosno anomalija i strukturno-metalogenetskih zona. Najčešće su to polimetalični rudni prostori čiji pravac pružanja je vezan za pozitivne gravimetrijske anomalije kao npr. ležišta gvožđa ili ležišta olova i cinka vezana za bazične i ultrabazične stijene velike gistine. Na osnovu izolinija gravimetrijskih anomalija možemo dobiti sliku u 3 dimenzije o podzemnoj strukturi koju istažujemo sa površine terena. Problem se značajno komplikuje ako postoji vrlo izraženi reljef a je potrebno razlikovati tzv. korisne anomalije od ovih izazvanih smetnjama. Pomoć u prepoznavanju tzv. korisnih anomalija pružaju nam rezultati

152

drugih geofizičkih istaživanja kao što su: geoelektrika, geomagnetizam, plitka i duboka refrakciona i refleksiona seizmika. Osnovna svrha geofizičkih istraživanja je da se uputi na potencijalnost nekog područja za korisnu mineralnu sirovinu. U ovom slučaju područja rudne mineralizacije.

LEŽIŠTA RUDE GVOŽĐA

Za istraživanje oksidnih, sulfidnih i karbonatnih ležišta gvožđa koja se najčešće pojavljuju u vidu gvožđevitih kvarcita, magnetita,ooliskih ruda, sedimentnih ležišta i drugih vrsta pojavljivanja gravimetrijske metode se najčešće kombinuju sa geomagnetnim metodama jer su gvožđeviti materijali u principu magnetični. Gustina gvožđevitih kvarcita npr. obično je od 2,9-3,5 g/cm3 a ako se procenat gvožđa poveća do 45% tada gustina može biti i do 5 g/cm3. pošto se gvožđevita ležišta najčešće nalaze u stijenama čija gustina je do 2,5 g/cm3 razlika do gustine gvožđevite rudne supstance je dovoljno velika da bi se mogla defektovati gravimetrijskim mtodama u vidu anomalija koje se daljim istraživanjima geomagnetnim metodama, bušenjem, geološkim kartiranjem i drugim mogu detaljno istražit. Kada smo utvrdili anomaliju istraživanja se mmogu podijeliti u 3 etape :

1) izdvajanje prostora orudnjenja i opšte strukturne građe rudnog bazena

2) geološko kartiranje rudni tijela 3) izdvajanje ili raščlanjivanje prostora sa posebno bogatom

rudnom mineralizacijom

Na opisani način pronađeno je, reonizirano, okontureno i eksploatisano ležište gvožđa Vareš površinskim kopovima Smreka i Brezik i jamom Droškovac. Rudno tijelo je malo kompaktnu mas sa velikom gustinom 4,9-5,2 g/cm3 pa je i u složenim strukturnotektonskim uslovima bilo relativno jednostavno izdvojiti prostore za posebno bogatom rudnom minerlizacijom. Kod istraživannja ležišta ruda gvožđa obavezno se primjenjuju i geomagnetne metode.

LEŽIŠTA HROMITA

Rudna ležišta hromita genetski su vezana sa masivima ultrabazičnih stijena (duniti, peridotiti, pirokseniti). Pod dejstvom procesa autometamorfizma i hidrotermalnog metamorfizma ultrabazičnih stijena mogu da pretrpe velike promjene koje se najviše odražavaju u tzv.

153

procesu serpentinizacije tako da cijeli masiv prelazi u novu stijenu koja se naziva sertpentinit. U ovim procesima može da nastane i ruda hroma (hromit) koja se javlja u vidu žica, štokova ili gnijezda. Obično zaliježe u peridotitima blizu kontakta sa intruzivima kiselog sastava. Gustina hromita se kreće od 3,5-4,4 g/cm3 a gustina serpentinita je od 2,4-2,7 g/cm3. Ova razlika u gustini između hromita i okolnih stijena daje povoljne uslove za primjenu gravimetrijskih metoda. Otežavajući faktor je što se hromit ne pojavljuje u obliku masivnih rudni tijela nego su to najčešće šlire ili impregnacije. U otkrivanju manjih rudnih tijela hromita koriste se precizni gravimetri kkoji omogućavaju da se dobiju naznake mogućeg postojanja rudnih tijela.

LEŽIŠTA SULFIDA

U rudna ležišta sulfida ubrajamo niz ruda obojenih metala: bakar, olovo, cink, nikl, kobalt i dr. U geološkom smislu područja sulfidnih ležišta karakterišu se složenom građom i tektonikom kao i u mnogobrojnim litološkim članovima što značajno opterećuje i otežava njihovo otkrivanje. Oblici pojava rudnih ležišta sulfida su različiti: sočiva, pseudoslojevi, žice, gnijezda, štokovi, ili rjeđe masivna rudna tijela. Mineralni sastav rudnih tijela je kompleksan jer sadrže halkopirit, galenit, sfalerit, pirhotin i druge sulfide. Gustina rudnih komponenti kreće se u širokom rasponu od 2,6 za impregnacije do 4,7 za masivnu rudu. Zbog toga se pri istraživanju sulfidnih rudnih ležišta mora koristiti više geofizičkih metoda istovremeno da bi se na bazi tih rezultata mogla izvršiti interpretacija. Poznato je da sulfidne rude imaju visoku elktroprovodljivost pa se kao najznačajnije primjenjuju geoelektrične metode. Zbog mogućnosti visoke gustine u područjima povećane mineralizacije koriste se gravimetrijske metode. Zbog poznatih magnetičnih svojstava pojedinih minerala mogu se koristiti i magnetne metode. U principu se prvo istražuje područje moguće anomalije, a zatim se detaljnim istraživanjima područje sužava na ono koje je interesantno za eksploataciju.

ISTRAŽIVANJE LEŽIŠTA NAFTE I GASA

Primjena gravimetrijskih metoda za istraživanje ležišta nafte i gasa može se podijeliti na 2 perioda:

1) početni stadij razvoja geofizičkih metoda kada refleksivna seizmika (dubinska) još nije bila razvijena zbog teških uslova interpretacije seizmičkih zapisa , gravimetrijska mjerenja na širokim prostorima sedimentnih bazena bila su jedina osnova za lociranje bušotina za eksploataciju nafte i gasa

154

2) period kada su seizmičke metode dostigle visok stepen razvoja. Gravimetrija se koristi za matematičko modeliranje dublji dijelova podzemnog prostora koj predstavljaju novi istraživački prostor za naftu i gas.

Nafta i gas obično zauzimaju gornje dijelove kolektora, nalaze se u rubnim zonama sonih doma, zarobljene kao sočiva, kao ispuna poroznih kolektora i dr. Gustina nafte je oko 0,85 g/cm3. obzirom da ima malu gustinu kao fluid kreće se naviše i akumulira u vrhovima antiklinalnih struktura gdje nailazi na nepropusnu prepreku. Upravo te antiklinalne strukture daju mogućnost da se indirektno pronađe nafta. Tako se mjerenjima npr. iznad morske površine pronalaze područja koja se danas eksploatišu sa platformi. Nafta se javlja i u tzv. zamkama koje predstavljaju posebne strukture tektonske dijelove koji se teže otkrivaju gravimetrijskim metodama ali se uz pomoć seizmičkih ispitivanja te zamke mogu naznačiti kao anomalije. Tako se npr. mezozoik koji iznad sebe ima tercijar a ispod paleozoik može u jednom dijelu tako suziti da tercijar bude blizu paleozoika što predstavlja zamku za kretanje nafte koju otkrivamo u mezozoiku.

INSTRUMENTI ZA GRAVIMETRIJSKA MJERENJA

Za gravimetrijska mjerenja dugo vremena pa i danas najpoznatiji instrument je Vordenov gravimetar koji se danas ne proizvodi. Gravimetar pripada grupi kvarcnih gravimetara i imao je masu od oko 5 kg. Kvarcni sistem poluga, opruga, ramova i dr. smješten je u vakumiranom metalnom cilindru u termos posudi radi zaštite od promjene temperature što mu je davalo vrlo veliku tečnost očitanja bez uticaja promjena temperatura. Gravimetar Lakost-Romberg razvijen je u posljednje vrijeme kao orginalni sistem opruga koji omogućava vrlo tačno i vrlo precizno mjerenje u vrlo širokom rasponu. Masa gravimetra je 3 kg sa posebnom vanjskom baterijom koja snadbjeva gravimetar potrebnom strujom za rad i očitavanje. Postoji još nekoliko tipova gravimetra kao što je ASCANIA (Njemačka), SCINTREX (Kanada), GAK (Rusija). Svi gravimetri savremeni imaju mogućnost lakog prenosa, lakog stabiliziranja na terenu, jednostavnoog postupka mjerenja tako da kompletna operacija traje svega nekoliko minuta. Brzina kojom se obavlja terenski posao uslovljena je brzinom kretanja između tačaka na terenu na kojem se mjerenja izvode.

DETALJNOST ISTRAŽIVANJA

U principu sva istraživanja pa i gravimetrijska možemo podijeliti na regionalna i detaljna. Regionalnim ispitivanjima dobijamo kartu

155

gravitacionog polja širokih prostora i utvrđujemo prostiranje regionalnih geoloških struktura, vršimo tektonsku reonizaciju platformi i geosinklinalnih oblasti izdvajamo prostore koji su respektivni za detaljna istraživanja. Detaljna istraživanja provode se u cilju ispitivanja područja rudnih tijela i dr. Gravimetrijska ispitivanja obično se provode tako da se na određenoj površini definišu tačke na kojima će se napraviti mjerenje što nazivamo gravimetrijske stanice. Time se na toj površini definišu plus ili minus anomalije. Drugi način ispitivanja je duž profila tako da se mogu definisati rasjedi, dajkovi, antiklinale, sinklinale i dr. Obično se kod svih ispitivanja na jednoj tački odredi veličina sile teže odnosno utvrdi apsolutna vrijednost ubrzanja sile teže a na svim ostalim tačkama određuje razlika ubrzanja sile teže u odnosu na početnu tačku. Ako na više mjesta odredimo apsolutnu vrijednost sile teže tada metodom izravnjanja možemo dobiti vrijednost ubrzanja sile zemljine teže za svaku izmjerenu tačku. Kod gravimetrijskih mjerenja rastojanje između tačaka mora da bude diktirano željom do koje dubine provodimo mjerenje. Istraživanja plićih podzemnih struktura zahtjevaju manje rastojanje među tačkama mjerenja i obrnuto. Položaj svake tačke mjerenja definiše se na karti odgovarajuće razmjere ili pomoću instrumenata tzv. satelitske orjentacije.

MAGNETNE METODE

Magnetne metode spadaju u najstarije metode primjenjene geofizike . Na osnovu dokumenata iz Švedske može se tvrditi da je kompas upotrebljavan za istraživanje rude gvožđa još 1640 . Prema dokumentima i hiljadu godina p.n.e. primjećeno je da mineral ili komad stijene može podići drugi komad ,takođe ako se objesi o konac iverasti ili štapičasti dio bez obzira na pravac u kome ga okrenemo on će zauzimati uvijek isti položaj . .Mineral je magnetit .Magnetne metode koriste prirodno polje tj. koriste Zemljino magnetno polje . Ako se u terenu pojavljuju ležišta koja sadrže magnetične minerale tada će se u odnosu na Zemljino magnetno polje pojaviti anomalija koja se može evidentirati i istražiti u lokalnim uslovima . U principu je to lokalno magnetno polje ’ jače ’ u odnosu na Zemljino magnetno polje , što znači da se u lokalnim uslovima postojanja rudnih ležišta pojačava magnetizam što čini osnovu za primjenu magnetnih metoda . Osnovni zadatak magnetnih metoda je da lokalizuje anomalije , a osnovni nedostatak tih metoda je nemogućnost određivanja dubine do onog što izaziva promjenu Zemljinog magnetnog polja .Anomalije koje registrujemo magnetnim metodama najčešće su izazvane magnetnim stijenama , zatim magnetičnim ležištima rude gvožđa ( Vareš ) kao i onim sedimentnim ležištima koja sadrže magnetit , mineral

156

koji je u njih dospio iz magmatskih stijena . Kod istraživanja nafte magnetne metode se koriste za istraživanje paleoreljefa , za sedimentne stijene tj. utvrđivanje fosilnih brda iz vijenaca koji su sastavljeni od granita , gnajseva i drugih magnetnih stijena bilo kao širokih izljeva ili intruzija .Tako se magnetnim metodama mogu istražiti antiklinalne forme gdje je došlo do izdizanja pod uticajem tektonike magnetičnih stijena zajedno sa prekrivkom sedimentnih slojeva . Magnetnim metodama se uspješno pronalaze rudna tijela magnetita , a u posebnim slučajevima i hematita , sulfidnih ruda i svih drugih mineralnih asocijacija u kojima su prisutni magnetični minerali .Magnetnim metodama pronalaze se gvožđeviti meteoriti , zakopani topovi , municija , cjevovodi ,metalični predmeti arheološke vrijednosti , mine koje sadrže metale .

KLASIFIKACIJA MAGNETA

Magnet se definiše kao tijelo ili supstanca sposobna da privlači gvožđe . U ovoj definiciji gravitaciono privlačenja se ne uzima u obzir . Magneti se dijele u dvije osnovne grupe :

1. prirodni magneti ( minerali magnetit , ilmenit , pirhotin , hromit )2. vještački magneti

nastaju kada se gvožđe ili čelik unese u vještačko magnetno polje ili se preko njih pređe magnetom .

Na osnovu sposobnosti da zadrži stečeno namagnetisanje vještački magneti se dijele na :

permanentne ili trajne magnete koji se prave od tvrdog čelika ili legure gvožđa , a imaju svojstva da dugo ostaju magnetični .

privremeni magneti se prave od mekog gvožđa i gube svojstva magneta kada se uklone iz magnetnog polja ili relativno brzo nakon namagnetisanja gube ta svostva .

KLASIFIKACIJA SUBSTANCI

Substance ili materijale možemo podijeliti na dvije osnovne grupe zavisno od toga kako se ponašaju ako se unesu u magnetno polje :

157

1. dijamantne substance slabo reaguju na dejstvo magnetnog polja , a za sam efekat se kaže da je odbijajući

2. paramagnetne ( feromagnetne ) substance koje pokazuju jasnu privlačnost djelovanja magnetnog polja

OSOBINE MAGNETA

Najjednostavniji oblik magneta je oblik šipke pa se takvi magneti nazivaju šipkasti magneti .Svaki magnet ima dva pola : N + sjeverni i S – južni .Privlačenje magnetnih polova izučavao je Kulon i dokazao da sila F kojom se privlače dva magnetna polja je obrnuto proporcionalan rastojanju R koje postoji između tih polova i da je proporcinalna jačini polova m1 i m2 .

- predstavlja koeficijent vezan za sredinu u kojoj se ti polovi nalaze .

Za vazduh μ = 1 . Ako kažemo da je F= 1 to predstavlja tkz. jedinični pol

koji masi od 1 grama na rastojanja od 1 cm daje ubrzanje od 1 .

Ovaj jedinični pol se može definisati kao jedinično magnetno polje koje predstavlja jednu liniju sile na 1 cm2 površine koja je okomita na tu liniju sile .Magnetno polje jediničnog inteziteta nazivamo magnetnim poljem koje ima jačinu od 1 Gaus .

KARAKTERISTIKE MAGNETNOG POLJA

158

Magnetno polje definišemo kao zonu koja okružuje magnet ili magnetno tijelo ( npr. ležište mineralne sirovine koja ima magnetična svojstva ) u kojoj se uticaj tog magnetnog polja može zapaziti i izmjeriti. Prema definiciji za rudno tijelo koje formira magnetno polje oko sebe potreban je dovoljno osjetljiv instrument da to magnetno polje izmjeri .Ako intezitet magnetnog polja označimo sa H , a jačinu magnetnog polja sa m tada će sila F biti jednaka :

Ako u takvo magnetno polje unesemo jedan idealan pol koji se može pomjeriti tada će se pod uticajem magnetnog polja taj pol orijentisati po određenoj putanji koju nazivamo magnetna linija sile (orijentacija na primjer strugotine željeza oko pola magneta ) .Smjer u kome se sjeverni pol kreće u magnetnom polju predstavlja smjer linije date sile .Ako na liniju sile povučemo tangentu u bilo kojoj tački dobivamo pravac djelovanja rezultantnog magnetnog polja u toj tački .Za praktične potrebe magnetne linije sile određuju se pomjeranjem igle kompasa od tačke do tačke i očitavanjem položaja igle kompasa u pravcu u kojem se ta igla umiri , isto kako se orijentišu strugotine željeza kada se unesu u magnetno polje .Jedinično magnetno polje definišemo kao jednu liniju sile na 1 cm2

površine koja leži okomito na liniju sile . Magnetno polje jediničnog inteziteta ima jačinu od 1 Gausa .

159

ZEMLJINO MAGNETNO POLJE

Zemljino magnetno polje je prirodni fenomen koji se smatra jednim od najranije zaženih fenomena naše planete .Procesi koji se dešavaju u unutrašnjosti Zemlje zbog razlike u fizičkim i hemijskim osobinama građe Zemlje kao planete kao i uslovi rotacije Zemlje djeluju da se stvara magnetno polje u približno 90 % kao vlastita ’ dinama ’ a 10 % od sunčevog el.magnetnog zračenja .Prostor u kome se osjeća Zemljino magnetno polje zove se magnetosfera . Taj prostor oko Zemlje ima oblik kapljice. Gaus je 1832. godine dao opštu teoriju o Zemljinom magnetnom polju .Intezitet Zemljinog magnetnog polja može se svesti na djelovanje veoma kratkog šipkastog magneta koji se nalazi u centru Zemlje i čiji su polovi vrlo bliski jedan drugom ,tako da se sve tačke na Zemljinoj površini praktično nalaze na istom rastojanju od polova . Linije sile magnetnog polja Zemlje moraju da prodru kroz sve horizonte da bi došle do površine .Pošto je najveći dio čvrstog Zemljinog omotača izgrađen od stijena koje su magnetno inertne ( na njih magnet ne djeluje ) to će na površini izazvati odstupanja od idealnog simetričnog oblika koga daje šipkasti magnet u centru Zemlje . Zbog različite debljine Zemljine kore (područje planinskih vijenaca u odnosu na okeane i mora deformisaće Zemljino magnetno polje i usloviti distorziju koja uslovljava magnetne anomalije .Zemljino magnetno polje može se podijeliti prema magnetnim polovima na sjeverni i južni .Linije sile na polovima su paralelne šipkastom magnetu odnosno okomite na tačku gdje se nalazi magnetni pol . Zemljino magnetno polje je vektorska veličina koju možemo razložiti na tri komponente u pravouglom Dekartovom koordinatnom sistemu .Vektor magnetnog polja zaklapa uglove sa magnetnim meridijanima , a magnetni meridijan zaklapa ugao sa geografskim sjeverom .Treća osa je vertikalna projekcija .

160

Vektor magnetnog polja T zaklapa neki ugao sa ravninom koju čine pravci istoka i sjevera i koju možemo smatrati horizontalnom .Ovaj ugao se naziva inklinacija ili nagib vektora magnetnog polja u odnosu na horizontalnu ravan .Ako izvršimo projekciju vektora Zemljinog magnetnog polja na vertikanu komponentu z dobićemo vertikalnu komponentu Zemljinog magnetnog polja .Ako projekciju istog vektora izvršimo na horizontalnu ravninu ( x ,y ) bićemo horizontalnu komponentu Zemljinog magnetnog polja .Te dvije komponente se mjere tkz. vertikalnom magnetnom vagom za vertikalnu komponentu i horizontalnom magnetnom vagom za horizontalnu komponentu . Horizontalnu komponentu možemo proicirati na pravac geografskih osa istok i sjever pa se dobije tkz. istočna i sjeverna komponenta . Ako mjerimo Zemljino magnetno polje na različitim tačkama dobićemo izolinije vektora Zemljinog magnetnog polja za određeni period jer se Zemljino magnetno polje sa vremenom mjenja . Pored inklinacije koja predstavlja ugao sa horizontalnom ravni postoji i vrijednost deklinacije koju čini horizontalna komponenta sa horizontalnim sjeverom .Tako se osim geografskih koordinata pojavljuju i karte koje koriste geomagnetne koordinate , a izražavaju se :

1. geomagnetnom širinom φm

2. geomagnetnom dužinom λm

Geomagnetna širina φm je ugao koji zaklapa radijus vektor povučen iz tačke posmatranja do zemljinog centra u odnosu na magnetni ekvator .

161

Geomagnetna dužina λm je magnetni meridijan povučen kroz tačku posmatranja i zatvara ugao sa ravni meridijana koja prolazi kroz geomagnetni pol i geografski pol sjevera .Sve ovo ima direktnog uticaja na globalna mjerenja i određivanja opštih uslova Zemljinog magnetizma ( problemi navigacije, pogušćavanja ili širenje strujnih linija u pojedinim širokim zonama planete , područje velikih magnetnih anomalija kao npr.u Rusiji tkz. Kurdska anomalija .

MAGNETNI SUSCEPTIBILITET

Magnetni susceptibilitet je parametar kojim se određuje koliko je neki materijal magnetičan .U principu materijale dijelimo na dijamagnetične i paramagnetične .Magnetni susceptibilitet utvrđujemo na osnovu magnetizacije po jedinici zapremine i po masi materijala od koga je

nešto sačinjeno.Zapreminski susceptibilitet se definiše kao gdje

su : J – inezitet magnetizacije H – intezitet spoljašnjeg magnetnog polja Intezitet magnetizacije ima pravac magnetizacije i magnetni momenat jedinice zapremine .Intezitet spoljašnjeg magnetnog polja je svako spoljašnje djelovanje nekog magnetnog polja određene jačine koji djeluje na magnet .Maseni susceptibilitet se definiše kao :

=

gdje su : Q – specifična magnetizacija ili jačina pola na jedinicu površine pomnožena sa gustinom materijala

Susceptibilitet zavisi od mnogo faktora s tim da je minerološko petrološki sastav stijena i njihova građa od najvećeg značaja za veličinu magnetnog susceptibiliteta .Minerološko petrološka građa utiče na magnetni susceptibilitet tako što povećava i zapreminski i maseni susceptibilitet proporcionalno sadržaju feromagnetne frakcije u stijeni i formaciji .Što je veći sadržaj feromagnetne frakcije veći jke susceptibilitet .Faktor veličine zrna smanjuje susceptibilitet ako se veličina čestica povećava .To znači da će raspršena feromagnetična ležišta imati veći susceptibilitet od ležišta koja imaju veće module ili zrna .Geološki faktori utiču preko toplotnih efekata jer se sa povećanjem temperature povećava permeabilnost magnetnih materijala sve do nekog stupnja kada kod dostignute temperature materijal gubi magnetne osobine i

162

naglo mu se smanjuje permeabilnost .Djelovanje naprezanja u stijeni koja izazivaju rasjedanja i ubiranja utiču na promjenu inteziteta magnetizacije i to tako da povećavaju magnetičnost materijala .Utiskivanje dajkova dovodi do vrlo velikih magnetizacija .Raspadanje magnetita i prevođenje u limonit i hematit smanjuje nivo magnetizacije .Metamorfizam zbog povećanih temperatura i pritisaka , još ako je došlo do tektonskih pokreta povećava nivo magnetizacije .Položaj pločastih konkrecija magnetičnih minerala upravlja magnetnom anomalijom btako što folijacija ili lineacija ili usmjerenost čestica u jednom pravcu povećava nivo magnetizacije u odnosu na haotični raspored .Topografiha i morfologija terena utiče na magnetična rudna tijela različito , ako se ista nalaze na strmoj padini , na vrhu brda , na blagoj kosini , u dolini .Svako ležište zavisno od morfologije može da ima specifično magnetno polje i da stvara specifičnu magnetnu anomaliju .U uticajne faktore se mogu ubrojati i meteorološki faktori kao npr. munje koje izazivaju jaka magnetna polja što može da utiče na lokalno magnetisanje okolnih stijena ,naročito u zoni kore raspadanja .

VARIJACIJA ZEMLJINOG MAGNETNOG POLJA

Elementi zemljinog magnetnog polja mjere se u svakoj tački zemljine površine već dugi niz godina . Mjerenja pokazuju promjene koje su prirodnog karaktera nepravilne i različite jačine . Takve promjene geomagnetnog polja događaju se otprilike svakih 11 godina .U polju se mjenja amplituda ,faza i period što stvara promjene slike magnetnog toka na zemljinoj površini a uzrokovano nehomogenostima u dubljim dijelovima Zemlje kao planete .Takođe promjene mogu nastati zbog djelovanja sunčane aktivnosti i promjene inteziteta magnetnog polja Zemlje i u vrlo kratkim vremenskim periodima .Zbog toga se klasifikacija varijacija geomagnetnog polja i dan danas smatra otvorenom , a jedna od klasifikacija kakvu je predložio Smiker 1985 glasi :

TIP VARIJACIJE PERIOD VARIJACIJE

Sunčeva ciklična varijacija 11 godina

Godišnja vaijacija 1 godina

163

Sezonska varijacija 6 mjeseci

Dnevna varijacija 1 dan

Lunarna varijacija 1 dan

Nagli skok 2-5 min

Erupcije na suncu 10-20 min

Pulzacije 0,2 sek-10 min

U principu varijacije se javljaju na cijeloj površini Zemljine kore i registruju se kao lokalne varijacije u toku izvođenja mjerenja .Opažač će iskustveno primjetiti da li kod mjerenja između stajnih tačaka postoje varijacije izazvane anomalijom ili je to vezano za trenutno stanje i dnevne promjene .Svaka od varijacija imaju svoje karakteristike koje se ponovljenim mjerenjima na stajnim tačkama mogu lako prepoznati jer samo mjerenje relativno jednostavno i odvija se relativno brzo .

GEOMAGNETNA ISPITIVANJA –MJERENJA

Geomagnetna ispitivanja u principu se izvode na dva načina :

1. na stajnim tačkama na zemljinoj površini duž profila koji mogu biti paralelni ili zrakasti sa jednom tačkom presjeka

2. iz vazduha koristeći helikopter ili avion koji vuče geomagnetnu sondu obješenu o kabl i prelijeće teren po određenim profilima

Postoji i način da se na terenu uzimaju uzorci stijena , zatim se ti uzorci donose u laboratoriju i na njima izvodi mjerenje .Kod uzimanja uzoraka neophodno je izvršiti orijentaciju uzoraka obično prema pružanju i azimuta pada ako se radi o uslojenoj stijeni ili orijentisano u odnosu na pravac sjevera ako se radi o masivnoj neuslojenoj stijenskoj masi .Lokacija uzimanja uzoraka se izvodi na karti krupne razmjere ili po savremenim metodama orijentacija preko satelita .Ti uzorci se kasnije obrađuju npr. na pravilne valjkaste forme , a zatin podvrgavaju ispitivanjima . Dobiveni rezultati koriste se za :

164

1. određivanje perspektivnih zona za formiranje ležišta nafte tako što se određuju mjesta antiklinalnih i sinklinalnih formi magmatskih ili metamorfnih stijena ( granita ,gnajseva ,metamorfisanih škriljaca i dr. ) .Obzirom da su mag. stijene najčešće više magnetične od sedimentnih stijena , istraživanje skrivenih položaja antiklinala i sinklinala moguće je na osnovu povećanja ili smanjenja magnetnog djelovanja na određenom području .

2. istraživanje područja velikih rasjeda i rasjednih zona pogodnih za naftne zamke ili za polimetalična ležišta .Princip je da se duž rasjeda ostvarilo relativno veliko kretanje , a uspješnost zavisi od uslova da li je to normalni ,reversni , vertikani ili horizontalni rasjed sa različitim nagibom krila rasjeda .Što je veći nagib veći skok duž rasjedne ravni uspješnost primjene geomagnetne metode je veća .

3. rješavanje različitih problema vezanih za nastanak polimetaličnih mineralnih ležišta kaošto je magmatska intruzija , magnetno aktivni dajkovi ,kontaktni metamorfizam .U ovom slučaju javljaju se anomalije koje mogu vrlo jasno da indiciraju postojanje ležišta određenog tipa . Kod istraživanja preporučuje se korištenje satelitskih snimaka u stereo baru odnosno sistem tkz. daljinske detekcije

4. indirektno pronalaženje sedimentnih ležišta koja sadrže magnetične minerale kao magnetit ,ilmenit ili pirhotin

5. geomagnetna isppitivanja se mogu provesti i za određivanje starosti stijena ili kompleksa ili njihovih kretanja tokom geološkog vremena .

ISPITIVANJA I GEOMAGNETNA MJERENJA NA POVRŠINI ZEMLJE (Terestička)

Terestička geomagnetna mjerenja najčešće se izvode sa ciljem da se odrede komponente mag. polja na određenim tačkama i da se utvrdi da li vrijednosti koje su izmjerene na toj tački odstupaju značajnije od normalnih vrijednosti zemljinom magnetnog polja u toj tački uključujući i sve varijacije koje mogu biti prisutne prilikom prvog ili ponovljenih mjerenja. Ponavljanje mjerenja je neophodno da bi se utvrdila vrijednost varijacije i stvarna vrijednost magnetnog polja u toj tački. Mjerenja se izvode tako da se mjeri:

1. vertikalna komponenta zemljinog magnetnog polja ΔZ2. vrijednost modula vektora magnetnog polja zemlje ΔT

Vrijednosti popravke za dnevnu varijaciju mogu se odrediti na osnovu magnetograma dobijenih od geomagnetne opsertratorije. Ako takvih

165

nema onda se mjerenja izvode sa 2 instrumenta s tim da jedan stalno stoji na tzv. baznoj tački, npr. tački ukrštanja zrakastih profila. Drugim instrumentom mjerimo intenzitet mag. polja duž profila a instrumentom na baznoj tački mjerimo u pravilnim vremenskim intervalima intenzitet mag. polja zbog dnevnih varijacija, uticaja sunca, mjeseca i dr. Prilikom mjerenja vrši se stalna višestruka kontrola tačnosti mjerenja. Pri tome najveću pažnju opažač mora da posveti sebi da ne sadrži magnetične predmete (metalne toke, kopče, naočale, mobitel i dr.). Za konkretna mjerenja na istim lokacijama vrši se tzv. mikromagnetsko ispitivanje. U principu to je vezano za jednu manju površinu na kojoj se očekuje postojanje anomallija od različitih uzročnika ( arheologija, ratna dejstva, inženjerska geologija, geološko kartiranje, sedimentologija i dr.). Mikromagnetska prospekcija obično zahtjeva ravnomjerno rastojanje među mjernim stanicama pa i do vrijednosti od 1m. Može se mjeriti po tzv. kvadratnoj, pravougloj ili trougaonoj mreži kao i profilima s tim da rastojanje među stanicama duž profila može da bude znatno kraće u odnosu na rastojanje između pojedinih profila. Ovo se provodi za uslove kada je teren približno horizontalan. Najčešće se mjerenja tzv. sistemom korak po korak od bazne do krajnje tačke profila mjerenja a zatim se vraća na iste tačke od bazne tačke i nastavlja u suprotnom smjeru po profilu na isti način. Kod mjerenja tzv. paleomagnetizama polazi se od postavke da stijene pamte karakter magnetnog polja zemlje u vrijeme stvaranja tih slojeva. Tako se na osnovu promjena geomagnetnog polja može suditi o geološkoj istoriji pojedinog područja. To potiče od zapamćenih pravaca i inteziteta magnetnog polja zemlje u vrijeme stvaranja stijene i indukovane magnetizacije kkoja se stiče kasnijim djelovanjem geomagnetnog polja. Kasnije djelovanje nastaje usljed termičkih promjena, hemijskih prmjena, procesa sedimentacije promjenom viskoznih svojstava stijene i drugim uticajnim faktorima.

MAGNETSKI INSTRUMENTARIJ

Magnetski instrumenti zasnivaju se na karakteristikama magnetnog polja koga stvara zemlja i magnetnih polja koja stvaraju geološka tijela. Mjere se komponente magnetnog polja zemlje. Mjerenja se zasnivaju na 2 fizičke pojave:

2. Amperov zakon koji glasi da će neko tijelo ili čestica nazvati tzv. magnetni momenat ili zakretanje odgovarajućeg magneta instrumenta ukoliko se isti unese na magnetno polje.

3. Faradejev-Maxvelov zakon koji govori o nastajanju el. motorne sile usljed elektromag. indukcije u kalemu ili namotaju koja se javlja

166

usljed promjene mag. polja sa vremenom ili u slučaju kada se kalem kreće u tom magnetnom polju.

Na osnovu ove 2 fizičke pojave magnetne instumente djelimo na:1. mag. instrumenti koji se sastoje od stalnog magneta koji

mijenja svoj položaj u zavisnosti od pravca i veličine dejstvujućeg mag. polja (kompas (busola), deklinator, inklinator, magnetni teodolit, magnetna vaga, torzioni magnetometar, statički magnetometar, varimetar.

2. kvantni instrumenti koji svoje djelovanje zasnivaju na elementima kvantne fizike i gdje razlikujemo 2 osnovne grupe instrumenata

a) magnetometri zasnovani na pojavi slobodne precesije protona tzv. profonski magnetometri.

b) magnetometri zasnovani na principu tzv. optičkog pumpanja tj. zemenovom efektu i nazivammo ih rubidijumski magnetometri.

3. indukcioni instrumenti kojiih ima 3 grupe:a) indukcioni uređaji (fluksni instrumenti sa vibracionim

senzorima, instrumenti sa ferovibracionim senzorima, mjerni generatori)

b) instrumenti zasnovani na superprovodnosti koje čine kriogeni ili sqvivid instrumenti

c) magnetno-optički instrumenti

U najčešćoj upotrebi su protonski ili tzv. precesioni magnetometri a zatim rubidijumski i fluksni ili satvracioni minometri. Protonski magnetometar zasniva se na efektu da jezgra atoma vrši slobodnu precesiju oko mag. linija sile tj. da će proton koji ima svoj magnetni momenat, momenat količine kretanja kad se nađe u mag. polju dobiće dodatnu enrgiju koja je proporcijalna.Ova dodatna energija uslovljava orjentaciju povratka mag. polja protona u pravcu mag. polja. Zahvaljujući velikoj tačnosti mjerenja ovim instrumentom se i danas mogu vršiti aeromagnetna ispitivanja i mjerenja velikom gradijentu el. mag. polja. Nedostatak instrumenta je u nemogućnosti mjerenja el. mag. polja kod malih promjera vrijednosti inteziteta geomagnetnog polja. To se prevazilazi tako što treba sačekati neko vrijeme da se sistem nestabiliše.

NUMERIČKA INTERPRETACIJA REZULTATA MJERENJA

167

Problem interpretacije rezultata mjerenja sastoji se u tome da se na osnovu utvrđenih geomagnetnih anomalija odrede geometrijski i fizičkiparametri uzročnika anomalije. Potrebno je odrediti (ako je moguće) položaj, dubinu, konfiguraciju i odgovarajuće karakteristike strukture ispod zemljine površine. Svaki od ovih uticajnih faktora se odražava na rezultate mjerenja više ili manje (vertikalna, horizontalna, nagnuta rudna tijela, dubina do karakterističnog mjesta, oblik promjene rudnog tijela po dubini). Jednačine koje opisuju funkcionalnu zavisnost geomagnetne anomalije od geometrijskih parametara koji prouzrokuju tu anomaliju su nelinearnog tipa odnosno složenoje funkcionalne veze. Ova okolnost onemogućava direktno prevođenje rezultata ispitivanja u području geomgnetnih anomalija na parametre odgovarajućeg geomagnetskog uzročnika. Interpretacija geomagnetskih anomallija grafičkim putem korištenjem karakterističnih tačaka može se ostvariti samo u vrlo jednostavnim slučajevima uzročnika anomalija. Zbog toga se u literaturi uglavnom koriste tzv. iterativni postupci ili postupci postepenog približavanja za dobijanje konačnih rješenja. Nedostatak iterativnih postupaka je što se mora perdpostaviti približna vrijednost svih parametara početnog modela. To znači da imamo teorijski razrađene modele pa ćemo u interpretaciji težiti prilagođavanju naših rezultata predpostavljenom modelu. Za utvrđivanje numeričkih vrijednosti kod iterativnog postupka za interpretaciju podpovršinske strukture a na osnovu izvršenih geomagnetnih ispitivanja polazi se u principu od sljedećih postavki:

1.predpostavljamo mogući geološki oblik uzročnika anomalije (npr. pločasto, vertikalno ili koso rudno tijelo) a zatim predpostavljamo vjerovatne vrijednosti magnetnog susceptibiliteta.

2.Izračunavamogeomagnetni uticaj koji bi pretpostavljeni oblik i magnetni susceptibilitet izazvali na površini terena u području gdje izvodimo mjerenje .3.Upoređujemo teorijske proračune i opažane rezultate ilirezultate mjerenja na terenu .

4.modifikujemo pretpostavke o modelu sve dok se ne dobiju zadovoljavajuća slaganja između pretpostavljenih modela i izračunatih veličina i mjerenih rezultata na terenu .Tako se npr. kod modeliranja magnetnog paleoreljefa teren ispod površine podijeli na niz vertikalnih segmenata koji imaju uticaj na površinu kao i uticaj jedan na drugi , zatim se izvrši mjerenje i upoređuje mjerena kriva sa teorijski dobijenim vrijednostima.

168

Rezultati mjerenja i rezultati proračuna sukcesivno se koriguju i to sve do trenutka dok se ne ustanovi najbolja veza ili preklapanje jednih i drugih .Kod jednostavnijih slučajeva kao što je npr. vertikalno rudno tijelo moguće je pratiti i utjecaj dubine na geomagnetnu aktivnost tog rudnog tijela .Postupak je takođe iterativan , ali je mnogo lakši zato što vertikalno rudno tijelo ima tačno određeni oblik uticaja i karakteristike anomalije na površinu .

169

Iz ovog jednostavnog primjera vertikalnog rudnog tijela moguće je sagledati pravilnost o registraciji anomalije koja se pojavljuje kao Gausova kriva normalne raspodjele . Zavisno od spljoštenosti ( vrijednosti z u maksimalnom dijelu ) kao i od širine možemo suditi približno o veličini i dubini rudnog tijela .Veća spljoštenost je dublje rudno tijelo , moguća i veća širina .Ako se kraci Gausove krive šire tada je širina rudnog tijela veća , a što su kraci uži debljina rudnog tijela je manja .

GEOFIZIČKI KAROTAŽ

Karotaž i rincipu podrazumjeva geofizička mjerenja u bušotinama koja su uopšte nazvana geofizički karotaž ili karotažna mjerenja . Prvi put su izvedena 1928 .god . a masovno počinju da se primjenjuju do danas od 1930. god. Prvenstveno u istraživanju nafte i istraživanju mineralnihh sirovina .Karotaž ima i ograničenja u primjeni za inženjersku geologiju ,

170

hidrogeologiju pa i kod nekih istraživanja mineralnih sirovina .To se prije svega odnosi na uslve gdje su bušotine plitke ( 50 – 100 m ) , gdje su prečnici bušenja relativno mali , promjena prečnika bušenja česta , postupci bušenja neprikladni za primjenu modernih sredstava geofizičkog karotaža .Kod istraživanja nafte geofizički karotaž se koristi za identifikaciju nafte , definisanje poroznosti stijena kolektora nafte , definisanje propusnosti formacije za isticanje nafte , prirode fluida u poroznom mediju koji nosi naftu .Kod istraživanja mineralnih sirovina geofizički karotaž može da nam odredi u opštem slučaju geološki presjek terena , izdvajanje zone mineralne sirovine ( npr . ugljeni sloj) , stepen i kvalitet orudnjenja kod metaličnih mineralnih sirovina .U inženjerskoj geologiji i hidrogeologiji pored geološkog presjeka karotaž može dati debljinu vodonosnog horizonta kao i fizičke parametre formacije .Od fizičkih parametara možemo dobiti predstavu o poroznosti medija , propusnosti , zaglinjenosti zapreminskoj težini medija , prirodi fluida kojeg medij sadrži , električnoj otpornosti medija , brzine prostiranja seizmičkih talasa , promjene temperature sa dubinom , radioaktivnosti po intezitetu u pjedinim zonama i dr .

Prema fizičkim svojtvima sredine koja se izučava postoje različite metode karotaža :

1. elektrokarotaž koji koristi principe geoelektričnog sondiranja 2. akustični karotaž koji koristi principe seizmike 3. termički karotaž 4. karotaž radioaktivnosti

Za svaki od navedenih karotaža koriste se posebni instrumenti koji se spuštaju u bušotinu i preko kojih se izvode mjerenja .

OSNOVNI PARAMETRI PROPUSNIH FORMACIJA

Poroznost je odnos zapremine pora koje predstavljaju prazne prostore u ukupnoj zapremini neke sredine i izražava se u procentima . Poroznost formacija nosioca nafte i vode nalazi se u granicama 10 – 30 % . Kod magmatskih stijena poroznost je vrlo mala do 3 % , dok je kod sedimentnih značajno veća što zavisi od uslova pritiska i tektonike područja . Tektonski zdrobljena stijena ima daleko veću poroznost pa time i mogućnost akumulacije nafte i vode u odnosu na kompaktnu stijenu . Poroznost definiše izdašnost ili mogućnost odavanja vode ili nafte odnosno definiše kapacitet sloja .

171

Propusnost ili permeabilnost je mjerilo sposobnosti formacije za protok fluida .Voda ili nafta koje se nalaze u porama formacije mogu biti različitog porijekla zavisno od uslova nastanka , geoloških karakteristika , starosti formacija idr . Voda se npr. dijeli na slatku i slanu , mehku i tvrdu , različito mineralizovanu idr. Npr. specifična el. otpornost plitkih voda pri temperaturi 20 0 C je od 20 – 50 m , a slanih voda je od 0,04 – 0,1 m . Salinitet vode znači smanjuje el. Otpornost kao i porast temperature . Zbog toga se prilikom izvođenja karotaža obično mjeri temperatura vode po dubini . U principu temperatura treba da raste zbog tkz. geotermskog stupnja gdje sa dubinom temperatura unutar zemlje se povećava po određenoj zakonitosti .Faktor formacije zavisi od poroznosti i rasporeda pora u stijeni .Označava se sa

gdje je : - specifična otpornost formacije , a

- specifična el. otpornost iste formacije potpuno zasićena vodom

Postoji mogućnost da se faktor formacije odredi i na osnovu veličine poroziteta n .Taj porozitet se približno određuje za različite stijene prema stupnju zbijenosti ili konsolidarnosti .Stepen zasićenja kolektora vodom ili naftom zavisi od poroznosti ,propusnosti , vrste mineralnog sastava , površine zrna , viskoznosti tečnosti koja ispunjava pore , debljine izdani npr .debljine vodonosnog ili naftnog kolektora .Tako je stepen zasićenja kolektora na njegovom dnu uvijek 100 % , dok je na vrhu taj procent manji zbog kapilarnih svojstava dizanja fluida usljed kapilarnog pritiska .Stepen zasićenja se može odrediti kao SW = ( / ) 1/ n gdje je :

- spec.el .otpornost kolektora koji je 100 % zasićen fluidom - spec.el. otpornost formacije u kojoj je dio pornog prostora ispunjen gasom n – eksponent koji se određuje eksperimentalno prema uslovima formacije gdje utiče poroznost i sa njom drugi faktori , a varira u granicama od 1,7 – 2,2 .

RASPORED FLUIDA OKO BUŠOTINE

U toku procesa bušenja za iznošenje čestica nabušenog materijala i ostvarivanje pritiska na zodove bšotine tzv. hidrostatičkog pritiska stuba isplake koristi se isplaka koja predstavlja mješavinu vode i drugog

172

čvrstog materijala veće specifične težine sa aditivima. Zbog pritiska na zidove isplaka koja se koristi u bušotini prodire u stjensku formaciju. U tom procesu čvrste čestice iz isplake nagomilavaju se na propusnom sloju formacije oko bušotine i stvaraju tzv. isplačni kolač. Zbog visoke gustine i male propusnosti smanjuje se filtracija vode u masivu i iz masiva. Debljina i propusnost isplačnog kolača zavisi od prirode isplake i uslova bušenja kao i vrste stjene po stepenu poroznosti ili sa pukotinskom poproznosti. Ako je stjena tzv. intergranularne poroznosti ili poroznosti između čestica tada će isplačni kolač praktično potpuno istisnuti vodu iz tog dijela stjenske mase i ta zona se naziva isprana zona. Isprana zona se postire do 8 cm u dubinu masiva. Iza isprane zone nalazi se tzv. prelazna zona gdje je došlo do mješanja vode iz isplake i vode iz masiva. Iza prelazne zone je tzv. intaktna zona ili zona sa originalnom vodom koju masiv sadrži. Važnost debljina ovih zona je zbog mjerenja fizičkih karakteristika masiva npr. el. otpornosti pa će svaka od zona imati svoju el. otpornost. Ako poroznost nije intergranularna nego je pukotinska tada će prodiranje isplake u masivu biti duž pukotina sve do dubine dok te pukotine međusobno komuniciraju. Nagli gubitak isplake znači da je bušotina ušla u velike prazne prostore – kaverne što se naročito događa u krečnjačkim masivima. Zavisno od ispucalosti stijene i količine utisnute isplake zavisit će i fizički parametri koji se mjere karotažom. Zbog toga se često; gdje god je to moguće prije mjerenja karotažom bušotina ispere čistom vodom radi smanjenja uticaja komponenti koje su korištene u isplaki i koje zapunjavaju prazne prostore u poroznoj stjeni.

1. otvor bušotine sa isplakom2. ispačni kolač zalijepljen na zidove bušotine 3. isprana zona u koju prodire isplaka

173

4. zona miješanja sa granicom prema 5 do koje prodire isplaka djelimično

5. netaknuta zona

Razlikujemo 2 vrste materijala u pogledu praznih prostora u koje prodire isplaka:

1. materijal sa intergranularnom poroznosti ili materijal gdje je poroznost između mineralnih zrna ili zdrobljenih komada stijene. Sa dubinom ispucalost stijene se smanjuje.

2. pukotinska poroznost gdje u čvrstim stijenema postoji prodiranje vode i isplake u masivu duž pukotina koje međusobno komuniciraju.

Kao što isplaka potiskuje vodu u masivu tako i voda potiskuje isplaku, pa je debljina zone u kojoj se mješaju voda i isplaka različita i zavisna od uslova intergranularne ili pukotinske poroznosti. Kod stijena u principu sa dubinom ispucalost se smanjuje pa se i zone oko bušotine mijenjaju a time i karakteristike osnovnog materijala stjenske mase koga treba mjeriti.

KAROTAŽA SOPSTVENOG POTENCIJALA

Zasniva se u principu na geoelektričnim metodama. Kriva sopstvenog potencijala prillikom ispitivanja u bušotinama predstavlja razliku prirodnog potencijala koji postoji između elektroda od kojih je jedna postavljena na ušće bušotine na površini terena a druga se pomjera duž ose bušotine po dubini pa se time mjenja potencijal zbog uticaja različitog litološkog sastava stijenske mase. Svi ti potencijali su tzv. elektro-hemijskog porijekla. Tako npr. ako se sloj pijeska nalazi između slojeva laporca struja sopstvenog potencijala nastaje u lancu:

1. voda u formaciji – lapor – isplaka što predstavlja potencijal adsorpcije.

2. filtrat isplake – voda formacije što predstavlja potencijal difuzijePri filtraciji isplake formiranja isplačnog kolača dolazi do stvaranja elektromotorne sile čiji smjer je suprotan elektromotornoj sili elektrohemijskog porijekla. Ako ovaj potencijal zanemarimo u sredinama koje su malo ispucale tada će ukupni potencijal biti jednak zbiru potencijala adsorpcije i potencijala difuzije. Tok struje i el. hemijski uslovi nastanka kretanja pojedinih jona zavise od karakteristika materijala isplake, vrste litoloških članova koji se mjenjaju i njihovog kontakta. Pošto je pijesak propusna sredina a lapor vodonepropusna sredina doći će do promjena u potencijalu koje će biti registrovane kao promjene na instrumentu što se može predstaviti slikom.

174

Ako je formacija složenije litološke građe kako to pokazuje slika tada će svaka promjena potencijala zavisiti od el. hemijske aktivnosti kontakta dviju različitih litoloških jedinica.Amplitude maksimuma na dijagramu sopstvenog potencijala zavise od :

1. debljine sloja 2. specifične el. otpornosti sloja i isplake 3. prečnika bušotine 4. debljine filtracije

Uticajni faktori se mogu razvrstati već prema uslovima litološke građe masiva tako da pojedini proslojci u masivu zbog male razlike u el. hemijskoj aktivnosti ne mogu biti uopšte registrovani. Njihovo prisustvo se može samo naslutiti prema deformaciji krive sopstvenog potencijala. Postojanje proslojaka posebno je značajno u području odkrivene mineralne sirovine npr. postojanje jalovih proslojaka u uglju što se kontroliše određenim brojem kontrolnih bušotina sa jezgrovanjem.

METODE KONVENCIONALNOG EL. OTPORA

Ukoliko se bušenje izvodi vodom ili je isplaka na bazi vode mogu se koristiti strujne ili elektrode potencijala koje čine metodu sopstvenog el. otpora. Mjeri se spec. el. otpornost sredine putem sondi različitih tipova koje se spuštaju kroz bušotinu. Sonde se u principu međusobno razlikuju po broju elektroda, međusobnom rasporedu, rastojanju između elektroda i po drugim karakteristikama specifičnim za opremu.

Na slici je prikazana sonda sa jednom strujnom elektrodom A i potencijalnom elektrodom M i N. Međusobni položaj elektroda zavisi od uslova sredine doktirane litološkom građom. Ako su proslojci tanki tada će se rastojanje elektroda smanjivati. Ako postoji granica liotoloških

175

članova s tim da je njihova debljina značajno veća tada se ovo rastojanje može povećavati. Sa stanovišta prodiranja struje u masiv karotaž se može klasifikovati na slijedeći način:

1. karotaž sa kratkom sondom sa rastojanjem r1 (AM) =0,4 – 0,55 m2. normalna sonda r1 (AM) = 1,6 m 3. kratka inverzna sonda koja se naziva još lateralna ili bočna ili

gradijentna sonda 4. duga inverzna sonda

Kratka normalna sonda koristi se za detekciju granica litoloških formacija. Duga normalna sonda nije pogodna za detekciju granica ali je pogodna za određivanje el. otpora tzv. netaknutih zona tj. definisanje specifične el. otpornosti propusnog sloja. Inverzne sonde detektuju tanke formacije koje imaju veliku el. otpornost a mogu i detektovati deblje formacije zona iz kojih je infiltracija vode značajno velika.

Razlike na slici za iste uslove nastaju mjerenjem različitim sondama pa se više različitih mjerenja u krajnjem slučaju može kombinirati za dobivanje stvarne litološke građe terena na vertikalnom profilu. U principu slike sondi su mnogo kompliciranije sa nizom pikova koje je najbolje upoređivati sa kontrolnom sondom na kontrolnoj bušotini koja se

176

jezgruje. Ako imamo seriju pjeskova i lapora krive električne otpornosti snimljene normalnom i lateralnom sondom mogu se kombinirati za kratku i dugu sondu kao i inverznu sondu pa bi dijagram izgledao kao na slici.

KRIVE PRIVIDNE EL . OTPORNOSTI SNIMLJENIM U ČVRSTIM FORMACIJAMA

Snimanje u bušotini u čvrstim formacijama daje mogućnost da se otkriju proslojci različitih karakteristika , posebno ako je čvrsta formacija istovjetna po građi na cijelom nabušenom profilu . Ako se strujna elektroda nalazi u visini sredine sa velikom el. otpornosti struja će se uglavnom zadržavati u bušotini odnosno isplaci .Struja teče gore – dole u bušotini zavisno od odnosa otpornosti duž putanje toka a strujni tok je određen električnim otporom isplake između strujnih elektroda i proslojaka male specifične el. otpornosti .Kada struja dospije do sloja male specifične el. otpornosti ona utiče u sloj i udaljava se od bušotine što stvara mogućnost da se sondom registruje takav slučaj .Pokretanjem sonde , približavanjem i udaljavanjem od proslojaka moguće je stvoriti sliku koja će nam na kraju dati položaj proslojaka male el. otpornosti u masivu veće el. otpornosti koga predstavlja stijenski materijal .

LATEROLOG SONDE

Metoda sa laterolog sondama prvi put je uvedena 1949 . godine kao značajno poboljšanje izvođenja karotaža u formacijama sa velikom specifičnom el. otpornosti kao što su krečnjaci i čvrsti pješčari .Kod ove metode mjeri se prividna el. otpornost tako da se koriste dopunske strujne elektrode pomoću kojih se struja usmjerava u formaciju čvrste stijenske mase u obliku snopa osređene debljine . To znači da se mjerenja izvode tako da se zahvata samo onaj dio formacije u koju je struja usmjerena tako da na mjerenja ne utiče stup isplake u bušotini .Sonda koristi poseban raspored elektroda uz auomatski sistem kontrole tako da kroz elektrode koje usmjeravaju struju teče konstantna struja . Glavne prednosti laterolog sonde u odnosu na klasični – konvencionalni karotaž su slijedeće :

1. zbog relativno uskog djelovanja mogu se jasnije razdvojiti slojevi i definisati njihove granice .

2. specifični el. otpor za svaku stijenu u uskom rasponu tačnije se definiše pa se mogu dobiti promjene u stijenskoj masi zavisno od njihovih karakteristika

177

3. moguća je precizna lokacija tankih slojeva što je npr. važno kod planiranja i projektovanja podzemnih radilišta u toj stijeni ( tuneli , podzemne hale , hidroelektrana , skladišta i skloništa ) .

4. ova metoda je korisna u uslovima kada se za bušenje upotrebljava slana isplaka

U praksi se danas koristse dvije vrste i to laterolog 7 i laterolog 3 . Razlika je u proizvođenju el polja , rastojanju među elektrodama i druge konstruktivne razlike . Primjena laterologa se preporučuje tamo gdje se vrši bušenje ' slatkom isplakom ' i gdje formacije sadrže relativno slatku vodu . Postoje i uređaji koji mjere el. otpornost neposredno iza zida bušotine .

Dva osnovna tipa su :

1. mikrolog – bez usmjeravanja struje i 2. mikrolaterolog – koji fokusirano usmjerava strujne linije

Mikrolog se upotrebljava u krečnjacima npr. koji su ispucali i gdje se isplaka zavlači u pukotine tj. u stijenama sa tkz. pukotinskom poroznosti . Osnovni princip djelovanja je da formacije imaju znatno veću specifičnu el. otpornost od same isplake . Danas je mikrolog standardna tehnika koja se koristi pored drugih tehnika elektrokarotaža , posebno za pregled zidova bušotine ne duboko u masiv .Mikrolog se koristi i kod srednje čvrstih stijena kao što su npr. do0brozbijeni pijeskovi , lapori , glina . Iz rezultata mikrologa proizilaze karakteristike materijala kao što je npr . sadržaj pijeska ( kvarc ) koji ima velimko specifičnu otpornost , lapori količina karbonata u odnosu na sadržaj glinovite komponente .Mikrolaterolog sadrži jednu centralnu strujnu elektrodu koju nazivamo tačkastom elektrodom oko koje su izgrađena tri prstena , elektroda i ponovo strujnu elektrodu prstenastog oblika kao krajnju .Rastojanje između elektroda je vrlo malo od 1,2 – 2,8 cm . Elektrode se nalaze na gumenoj papuči koja se pritiska oprugom na zid bušotine . Centralna elektroda (tačkasta ) napaja se strujom konstantnog i poznatog inteziteta , a prstenasta se napaja istog polariteta . Intezitet struje kojom se napaja prstenasta elektroda automatski se podešava tako da razlika potencijala između dva prstena koja se nalaze koncentrično od tačkaste elektrode daje vrijednost tog potencijala praktično nula . Prečnik snopa struje koji ide u formaciju je od 2,5 – 5 cm . Bez obzira na debljinu isplačnog kolača na zidu bušotine mikrolog može da mjeri stvarnu el otpornost zone neposredno ispod nalijepljene isplake . Sonda se automatski spušta niz bušotinu i registrira na aparatima za tu namjenu .

178

KAROTAŽ RADIOAKTIVNOSTI

Pod karotažom radioaktivnosti podrazumijevaju se mjerenja različitih efekata koji spadaju u domen nuklearne fizike što se koristi u bušotinama a u cilju izučavanja litostratigrafskigh presjeka terena i određivanje raznih svojstava geoloških sredina .Zajedničko za sve metode je da se one zasnivaju na principima atomske fizike bilo da se izučavaju prirodna ili vještačka radiopolja . Da bi se objasnili postupci pojedinih metoda karotaža radioaktivnosti potrebno je poći od strukture svake supstancije odnosno od atoma . Atom se sastoji od elektrona - negativno naelektrisanih čestica , protona – pozitivno naelektrisanih čestica i neutrona – nenaelektrisanih čestica .Ostali elementi su poznati iz nuklearne fizike . Za mjerenja koriste se radioaktivni zraci koji predstavljaju naelektrisane čestice koje se različito ponašaju pod djelovanjem el. ili magnetnog polja . Radioaktivni zraci se sastoje od tri komponente , , . U el. ili magnetnom polju čestice skreću na jednu ,

na drugu stranu dok čestice zadržavaju pravac kretanja.čestice zaustavljaju tanki sloj bilo kakvog materijala dok su

čestice prodornije , a zraci imaju najprodorniju moć .Radiaktivni raspad dovodi do emisije i čestica . Prolazeći kroz materiju zrak se postepeno apsorbuje tako da se stvara tkz. moć apsorpcije materijala koja se izražava pojmom poludebljina .

Poludebljina predstavlja debljinu materijala koja je potrebna da smanji intezitet zraka na ½ . Dvije poludebljine znače smanjenje inteziteta zraka na ¼ od početne jačine . Različiti materijali imaju različitu moć apsorpcije pa se i koriste za npr. izolaciju .

GRAVIMETRIJSKE METODE ISTRAŽIVANJA

Primjena gravimetrijskih metoda istraživanja zasniva se na tome da različiti stijenski materijali koji se nalaze ispod zemljine površine imaju različite gustine , a od gustine podpovršinskog stijenskog materijala zavisi sila teže na površini .

Prema tome , gravimetrijskim metodama mjerimo polje sile teže na Zemljinoj površini nastojeći otkriti anomalije sile teže koje nam onda indiciraju na anomalije u gustini podovršinskog stijenskog materijala .

Za gravimetrijska mjerenja koriste se tri vrste instrumenata :

1. klatno 2. torziona vaga

179

3. gravimetar

Klatnom se mjeri apsolutna vrijednost vertikalne komponente sile Zemljine teže . Mjerenje se izvodi tako što mjerimo vrijeme trajanja određenog broja oscilacija . Torziona vaga mjeri gradijent sile teže u horizontalnoj ravni i vertikalnu zakrivljenost ekvipotencijalnih površina sile teže .Mjerenje se izvodi pomoću sistema poluga koje vise torzionoj niti i koje se zakreću pod uticajem gustine materijala ispod površine . Gravimetar mjeri relativno vertikalnu komponentu sile teže .

Treba navesti da se kod gravimetrije uvijek mjeri sila privlačenja . Apsolutnu vrijednost sile teže je teško izmjeriti . Gustina podpovršinskog materijala se lako određuje i u direktnoj je vezi sa mineraloškim , petrološkim i geološkim karakteristikama stijena i formacija . Topografija terena imaveliki uticaj na mjerenja koja se izvode torzionom vagom a mali uticaj na mjerenja klatnom i gravimetrom . Mjerenja klatnom i torzionom vagom se izvode sporije nego sa gravimetrom . Gravimetrija se koristi za istraživanje nafte , kamene soli , granitnih dajkova , razloma idr .

OSNOVNI PRINCIPI I POJAVE. GRAVITACIONA SILA

Gravitaciona sila – je sila kojom se međusobno privlače dvije mase. Isak Njutn je dao zakon univerzalne gravitacije koji se može iskazati jednačinom:

Sila F kojom se dvije mase m1 i m2 međusobno privlače je proporcialna proizvodu tih masa a obrnuto proporcialna kvadratu njihovog rastojanja. Znak minus ukazuje na suprotne smjerove vektora sile F i vektora rastojanja r. G – je gravitaciona konstanta. Zakon gravitacije je univerzalan te važi i za makro i za mikro čestice. Sila privlačenja djeluje duž prave koja spaja težišta masa, ona na zavisi od vrste materijala niti od temperature i nju je nemoguće poništiti. Prema II Njutnovom zakonu sila zemljine teže se može iskazati kao Gdje je g – ubrzanje zemljine teže g=9,81 m/s2

180

Jedinica za ubrzanje sile teže je Gal. U gravimetrijsoj prospekciji se koriste jedinice reda mili gala (mgal).

Faktori koji izazivaju promjenu sile zemljine teže su sljedeći :

1. Zemlja nije pravilnog sfernog oblika, već ima specifičan oblik koi zovemo geoid.

Dva su razloga za njen takav oblik :

a) topografija zemljine površine (planine i doline)b) spljoštenost zemlje na polovima

2. druga varijacija sile teže je zbog razlika u gustini podpovršinskog sijenskog materijala koji izgrađuje zemlju.

Redukcija sile teže na nivo mora Da bi se mogle upoređivati apsolutne vrijednosti sile teže dobivene mjerenjem potrebno je da se izvedu redukcije koje koje će ove vrijednosti svesti na nivo mora. Prva redukcija se odnosi na smanjenje sile teže sa udaljavanjem po visini od nivoa mora. Ovaj popravak se zove popravak za visinu. Druga popravka se odnosi na povećanje sile teže koje potiče od mase materijala koji se nalazi između zemljine površine i nivoa svođenja. Ova popravka se zove Bougerova popravka.

Potencijal sile zemljine teže

Potencijal sile zemljine teže je definisan radom koji treba izvršiti da bi se jedinica mase neke tačke premjestila u tačku koja je beskonačno udaljena. To znači da je potencijal sile teže skalarna veličina. Ekvipotencijalna površina sile teže je takva površina da pri pomjeranju neke mase između dvije tačke te površine ne vršimo nikakav rad na savladavanje sile zemljine teže. Ekvipotencijalna površina sile teže naziva se nivoskom površinom. Nivoska površina ima osobinu da je sila teže okomita na nju u svakoj njenoj tački.

181

Gustina materijala Mogućnost primjene gravimetrijskih metoda zasnovana je na postojanju mjerljivih razlika u gustini između podpovršinskih tijela i okolnih stijena. Gustina se izražava u jedinicama težine po zapremini

Gustina stijena se određuje laboratorijski. Gustina je u direktnoj vezi sa mineraloško – petrološkim i geološkim karakteristikama stijene.

VELIČINE KOJE SE MJERE U GRAVIMETRIJSKOJ PROSPEKCIJI

Na terenu se mjeri veličina sile zemljine teže duž profila. Na osnovu izmjerenih vrijednosti možemo formirati dijagram tj. povući krivu koja pokazuje promjenu sile zemljine teže duž profila. Na osnovu takve krive moguće je izvesti zaključke o podpovršinskim uslovima na području gdje se izvode mjerenja.

Kriva duž profila koja ide preko Kriva duž profila koji ide preko sinklinale sa granitnog masiva sa maksimalnom minimalnom vrijednosti iznad ose sinklinale vrijednošću iznad grebena

182

Kriva duž profila koji ide preko Kriva duž profila koji ide preko sone domerasjeda. Kriva prati obrise koja nema kapu. Ovo geološko tijelo podpovršinske mase koja ima prouzrokuje minimum sile teže iznad veću gustinu. dome.

MJERENJE APSOLUTNE VRIJEDNOSTI SILE TEŽE

Apsolutna vrijednost sile zemljine teže mjeri se klatnom koje može biti matematičko ili fizičko.

1) Matematičko klatno sastoji se od teške mase malih dimenzija koja je obješena o savršeno savitljivu, ne istezljivu nit. Izvođenjem klatna iz ravnotežnog položaja, klatno počinje da osciluje pri čemu se mjeri broj oscilacija i vrijeme potrebno da se one izvrše, a na osnovu toga izračunamo period oscilacije T. Pošto nam je poznata i dužina klatna l tada možemo odrediti ubrzanje zemljine teže na osnovu formule:

=>

2) Fizičko klatno je svako čvrsto tijelo obješeno o horizontalnu osovinu oko koje oscilira pod malim uglom, pri čemu se trenje može zanemariti. Ubrzanje sile zemljine teže određujemo pomoću formule:

183

Gdje je: m – masa tijela Is – moment inercije h – rastojanje od težišta tijela do tačke oslonca T – period oscilovanja g – ubrzanje sile zemljine teže

GRAVIMETRIJSKA PROSPEKCIJA TORZIONOM VAGOM

Torzionom vagom mjeri se gradijent sile teže u horizontalnoj ravni i vertikalna zakrivljenost ekvipotencijalnih površina sile teže.Torziona vaga se počela koristiti u Americi od 1922 do 1938. pom oću nje otkriven je veliki broj nalazišta nafte i sonih doma u području Meksičkog zaljeva. Kasnije, torzione vage su zamijenjene gravimetrima.Gradient sile teže je promjena sile teže na 1 cm u horizontalnom pravcu. Jedinica za gradient sile teže je 1 E (etveš) i dobila je naziv po mađarskom fizičaru Rolandu von Etvešu.1 E (etveš) predstavlja priraštaj inteziteta sile teže od 10-9 dina na 1 cm po horizontali.Odnos gradienta sile teže i podpovršinski geoloških struktura prikazan je na slijedećim slikama.

Ako je mjerenje gradenta sile teže izvedeno po profilu koji ide preko antiklinale čija je gustina veća od okolnih sedimenata tada je gradient usmjeren ka osi antiklinale. Apsolutna veličina vektora koji pokazuje gradijent direktno je proporcionalna nagibu podpovršinske strukture koja ima veću gustinu. Iznad ose sinklinale gradijent je jednak nuli.

184

Ako je mjerenje gradienta sile teže izvedeno po profilu koji ide preko sinklinale čija je gustina veća od okolnih sedimenata tada su vektori gradienta sile teže usmjereni ka krilima sinklinale tj. idu uz pad.

Ako je mjerenje gradienta sile teže izvedeno po profilu koji ide preko rasjeda čiji su blokovi veće gustine od okolnih sedimenata tada su vektori gradienta sile teže usmjereni ka povlatnom bloku a iznad rasjeda intezitet gradienta je maksimalan.

Ako je mjerenje gradienta sile teže izvedeno po profilu koji ide preko tjemena sone dome čija je gustina manja od gustine okolnih sedimenata tada su vektori gradienta sile teže usmjereni radialno od tjemena sone dome.

185

Ako je mjerenje gradienta sile teže izvedeno po profilu koji ide iznad sone dome sa kapom veće gustine, a i kolni sedimenti imaju veću gustinu tada su gradienti sile iznad kape usmjereni ka centru dome, dok su na izvjesnom rastojanju od dome gradienti usmjereni prema okolnim stijenama veće gustine.

Torzionom vagom se mjere i vertikalna zakrivljenost ekvipotencijalnih površina sile teže. Kako ekvipotencijalne površine sile teže prate obrise i konfiguraciju podpovršinskih masa veće gustine to na osnovu izvršenih mjerenja možemo odrediti oblik podpovršinskih masa. Iznad antiklinale, veličine zakrivljenosti su paralelne pružanju podpovršinskih masa veće gustine. Iznad sinklinale, veličine zakrivljenosti su okomite na pravac pružanja. Maksimalna vrijednost veličine zakrivljenosti nalazi se iznad tjemena antiklinale.

186

Ako se mjerenja veličine zakrivljenosti izvodi po profilu iznad antiklinale tada iznad ose antiklinale imamo najveću veličinu zakrivljenosti koja je paralelna osi antiklinale. Iznad susjedne sinklinale veličina zakrivljenosti mjenja pravac za 900.

Ako se mjerenje veličine zakrivljenosti izvodi po profilu koji ide preko sone dome tada veličine zakrivljenosti imaju radijalan pravac u odnosu na tjeme sone dome. Iznad ivica sone dome veličine zakrivljenosti su maksimalne dok su na stanicama iznad dome male i neodređenog pravca.

187

Ako se mjerenje veličine zakrivljenosti izvodi po profilu koji ide preko rasjeda tada je mjesto rasjeda indicirano promjenom pravca veličine zakrivljenosti za 900. Iznad spuštenog krila rasjeda ekvipotencijalne površine su savijene naniže (uslovi za sinklinalu), dok su iznad izdignutog krila rasjeda ekvipotencijalne površine savijene naviše (uslovi za antiklinalu).Veličine zakrivljenosti se crtaju u numerički ekvivalentnim etvešovim jedinicama. Princip rada torzione vage

U torzionoj vagi imamo dvije male mase, pričvršćene na različitim visinama na suprotnim krajevima jedne poluge, koja visi o torzionoj žici. Već je poznato da anomalije podpovršinskih struktura izazivaju promjenu polja sile teže tako da se na površini zemlje vrijednost sile teže u susjednim tačkama razlikuje i po intezitetu i po pravcu. Zbog toga će i na spomenute mase u torzionoj vagi djelovati sile teže različitog inteziteta usljed čega se proizvodi moment obrtanja.

ISPATIVANJA GRAVIMETROM

Od 1935. godine gravimetrijska ispitivanja se vrše i gravimetrom. Razvoj gravimetra je tekao brzo tako da je gravimetar izbacio iz upotrebe torzionu vagu.Gravimetrom se mjere relativne vrijednosti sile teže. Kažemo relativne vrijednosti jer se kao rezultat mjerenja gravimetrom uzima razlika vrijednosti izmjerene na baznoj stanici i vrijednosti izmjerene na datoj terenskoj stanici. Direktno mjerenje gravimetrom podrazumijeva mjerenje težine istog predmeta na bili kojem mjestu na zemljinoj površini jednaka je sili kojom zemlja privlači taj predmet. Prema tome težina tijela jednaka je proizvodu mase tijela i ubrzanja sile zemljine teže: G=mg.

188

Poznato je da ubrzanje sile zemljine teže (g) varira u zavisnosti od gustine stjenskog materijala koji izrađuje spoljni dio zemljine kore. Iz toga slijedi da težina neke konstantne mase (m) na nekom mjestu na zemljinoj površini zavisi od gustine stjenskog materijala koji se nalazi ispod površine na tom mjestu. Opažane razlike težine su veoma male i one su reda veličine od jednog desetmilionskog dijela ukupne vrijednosti sile teže. Prednosti gravimetra u odnos na torzionu vagu su te da se gravimetrom mjeri brže, u toku dana je moguće obaviti mjerenja na više stanica nego što je to moguće pri mjerenju torzionom vagom, mjerenje je jeftinije i zahtjeva manju ekipu ljudi. Takođe uticaj topografije terena na tačnost mjerenja je manji kod gravimetra nego kod torzione vage. Nedostaci gravimetra se ogledaju u uticajnim faktorima koji zavise od njegove konstrukcije, npr. uticaj temperature, promjena elastičnih svojstava materijala u radu zbog efekta puzanja i dr.Gravimetri se dijele na statičke i astatičke. Statički gravimetar sastoji se iz mase (M) velike gustine koja je kruto pričvršće za elastičnu oprugu. Mjerenje se vrši na sljedeći način: Na baznoj stanici se određuje stanje ravnoteže opruge koja nosi teg i zapisuje očitanje. Gravimetar se onda prenese na drugu stanicu na terenu i zapisuje očitanje za uslove uspostavljene ravnoteže na toj stanici. Razlika u očitanju na baznoj i terenskoj stanici daje relativnu težu na terenskoj stanici u poređenju sa težom na baznoj stanici. Tako se uradi sa svim stanicama u odnosu na baznu i dobiju razlike za svaku mjernu stanicu. Kod astatičkih gravimetara koristi se pomoćna restituciona sila suprotnog smjera i približno istog inteziteta kao i elastična restituciona sila. To znači da se masa M koja se pomjera zbog gravitacionog djelovanja mora vratiti u prvobitni položaj npr. kojeg je imala pri očitanju na baznoj stanici.Na osnovu podataka dobivenih mjerenjem pomoću gravimetra crtaju se izoanomale. Izoanomale su linije jednakih vrijednosti anomalija sile teže u odnosu na vrijednost anomalije na baznoj stanici. SADRŽAJ

UVOD.............................................................................................................1

Veličine koje se mjere u gravimetrijskoj prospekciji.................................2

1.METODA GRAVIMETRIJSKE PROSPEKCIJE TORZIONOM VAGOM.........................................................................................................4

189

1.1.Odnos između gradijenta sile teže i podpovršinskih geoloških struktura........................................................................................................4

1.2.Zakrivljenost............................................................................................7

1.3.Osnovni oblik torzione vage...................................................................9

1.4.Velika torziona vaga..............................................................................11

ZAKLJUČAK..............................................................................................13

SADRŽAJ..........................................................................................14

UVOD

Pod primjenom gravimetrijskih metoda podrazumjeva se tehnika mjerenja polja sile teže na Zemljinoj površini i korištenje podataka dobijenih na taj način u cilju ukazivanja na podpovršinske geološke strukture.

Gravimetrijske metode (kao i magnetne)kvantitativno istražuju prirodno polje neke sile.

Kod mjerenja potrebno je da su uticaji izazvani razlikom gustine podpovršinskog materijala dovoljno veliki da bi došli do izražaja pored postojećih uticaja koji su bliski površini, topografskih i regionalnih uticaja.

Torziona vaga mjeri gradijent sile teže u horizontalnoj ravni i vertikalnu zakrivljenost ekvipotencijalnih površina sile teže.Način mjerenja je pomoću sistema poluga koje vise o torzionoj niti i koje se zakreću pod uticajem gustine materijala podpovršine.

Kod gravimetrije se uvijek mjeri sila privlačenja.Kod gravimetrije nema negativne sile odbijanja,niti ima polariteta.Uticaj morfologije terena ili topografije terena je presudno važan i utiče na tačnost rezultata dobijenih torzionom vagom

190

Veličine koje se mjere u gravimetrijskoj prospekciji

Analiza promjene rezidualnih vrijednosti sile Zemljine teže omogučava izvođenje zaključka o podpovršinskim uslovima na području gdje se izvode mjerenja.Ako se mjerenja izvode duž profila tada je moguće dobiti opštu sliku, koja kod uproštenih tipova podzemnih struktura može da bude kako je to pokazano na narednim slikama.Krive vrijednosti sile teže na seriji stanica profila opisuju postijanje određenih podzemnih struktura.

a)Kriva duž profila preko granitnog masiva sa maksimalnom vrijednosti iznad grebena masiva

b)Kriva duž profila preko sinklinale sa minimalnom vrijednosti iznad ose sinklinale

191

c)Kriva duž profila preko rasjeda,kriva slijedi obrise podpovršinske mase koja ima veću gustinu

d)Kriva duž profila preko sone dome koja nema kapu,ovo tijelo prouzrokuje minimum sile teže iznad dome

192

1.METODA GRAVIMETRIJSKE PROSPEKCIJE TORZIONOM VAGOM

Torzionom vagom dobije se direktno gradijent sile Zemljine teže u horizontalnoj ravni i veličina zakrivljenosti.Ovaj instrumenat je počeo da se upotrebljava u Americi od 1922.god.

Gradijent sile teže mjeren torzionom vagom definiše se kao promjena sile teže na 1 centimetar u horizontalnom pravcu.Ta jedinica se naziva i 1 Etveš,po Mađaskom fizičaru Ronaldu von Etvešu.Gradijent sile teže od 1E ukazuje na priraštaj intenziteta sile teže na 1cm (u horizontalnom pravcu) a iznosi 0,000000001 dina.To je veoma mala veličina koja bi se mogla shvatiti iz primjera da imamo žicu od 1 gram težine koju bi istanjili tako da može 25 puta opasati Zemlju.

1.1.Odnos između gradijenta sile teže i podpovršinskih geoloških struktura

Ako imamo jednu antiklinalnu strukturu ispod površine terena i ako je mjerenje gradijenta sile izvedeno po profilu iznad te strukture tada će se gradijent sile mijenjati kako to pokazuje slika.

Slika 1.Raspored vektora koji pokazuje gradijente sile dobivene mjerenjem torzionom vagom duž profila granitnog masiva,iznad grebena masiva gradijent je ravan nuli

U opštem slučaju kada je masa sa većom gustinom ispod sedimenta sa manjom gustinom gradijent je usmjeren ka višem dijelu strukture.Apsolutna veličina vektora koji pokazuje gradijent upravno je proporcionalna nagibu podpovršinske strukture koja ima veću

193

masu,tj.nagibu površine kontakta podpovršinske mase veće gustine i prekrivene mase manje gustine.

Slika 2.Raspored gradijenta zemljine teže duž profila preko sinklinale,vektor koji pokazuje gradijent je simbol za pad,usmjeren uz pad

Slika 3.Gradijent duž profila preko rasjeda,na stanici direktno iznad rasjeda intenzitet gradijenta je maksimalan,u toj tački postoji maksimalna promjena sile teže na jedinicu dužine

194

Slika 4.Vektori koji pokazuju gradijente usmjereni su radijalno u polje od tjemena obične sone dome bez kape anhidrita ili drugog materijala,oni su usmjereni ka sedimentima relativno veće gustine,koji se nalaze oko dome

Slika 5.Gradijenti iznad sone dome sa kapom veće gustine,iznad i u blizini dome, gradijenti su usmjereni ka centru dome zbog uticaja stijena koje izgrađuju kapu,na izvjesnom odstojanju od dome gradijent mijenja smjer i usmjeri se ka sedimentima veće gustine koji se nalaze oko dome

195

1.2.Zakrivljenost

Torzionom vagom određuje se i veličina zakrivljenosti koja se odnosi na oblik podpovršinskih masa.

Na stanicama koje se nalaze iznad antiklinalnog dijela strukture,veličine zakrivljenosti su paralelne pružanju podpovršinskih masa veće gustine.Na stanicama iznad sinklinale veličine zakrivljenosti su upravne na pravac pružanja.Maksimalna vrijednost veličine zakrivljenosti nalazi se iznad tjemena antiklinale.

Iznad ivica sone dome veličine zakrivljenosti imaju radijalan pravac i uglavnom su upravne na projekciju ivice (na Zemljinoj površini).Na stanicama koje se nalaze u blizini projekcije ivice veličine zakrivljenosti su velike,dok su one na stanicama koje se nalaze iznad dome unutar pomenute projekcije obično male i neodređenog pravca.

Stanice iznad ivica sone dome izražavaju oštru razliku između manje ili više ravne donje površine dome i njenih strmih bokova, što ima za posljedicu velike veličine zakrivljenosti.

Mjesto rasjeda je nagovješteno promjenom azimuta za 90o pravca veličine zakrivljenosti.Ovo pokazuje da su na stanicama iznad spuštenog krila rasjeda ekvipotencijalne površine savijene naniže (uslovi za sinklinalu), dok su na stanicama izdignutog krila rasjeda ove površine savijene naviše (uslovi za antiklinale ili veličine zakrivljenosti paralelne pružanju).

Mjerenja torzionom vagom daju veličine zakrivljenosti,slično kao i gradijent,sa dvije komponente.Rezultantna veličina zakrivljenosti iz komponente sjever-jug i komponente pravca istok-zapad.

196

Slika 6.Raspored veličina zakrivljenosti duž profila preko antiklinale,iznad grebena antiklinale veličina zakrivljenosti je maksimalna i paralelna je njenoj osi,a iznad stanica u susjednoj sinklinali mjenja

se pravac veličine zakrivljenosti za 90o

Slika 7.Veličine zakrivljenosti dobijene na osnovu mjerenja torzionom vagom iznad sone dome:Na stanicama iznad sone dome veličine zakrivljenosti su maksimalne,dok su na stanicama iznad dome male i neodređenog pravca

197

Slika 8.Veličine zakrivljenosti sa stanicama duž profila preko rasjeda,prisustvo rasjeda indicirano je promjenom pravca veličine zakrivljenosti za 90o

1.3.Osnovni oblik torzione vage

Kad god se polje sile teže mijenja ili izobličuje pod uticajem anomalija izazvanih podpovršinskim strukturama ili uticajem morfologije terena, vrijednosti sile teže u susjednim tačkama na površini Zemlje međusobno se razlikuju i po intenzitetu i po pravcu.Iz toga slijedi da ekvipotencijalne površine koje prolaze kroz dvije male mase, pričvršćene na različitim visinama na suprotnim krajevima jedne poluge, koja visi o torzionoj žici, neće biti međusobno paralelne i intenzitet sile teže ,koji djeluje na te dvije mase,neće biti isti.

Na prelazima ovih dviju ekvipotencijalnih površina kroz te dvije mase i razlika između sila teže koje dejstvuju na mase prouzrokuje momenat obrtanja koji djeluje na obješeni sistem.

Torziona vaga je instrumenat koji mjeri moment obrtanja.To je relativno prost ali s obzirom na visoku preciznost koju je potrebno postići,vaga je kompleksan i visoko osjetljiv instrumenat.

198

Slika 9.Šematski prikaz Etvešove torzione vage, dvije mase vise o niti,sa ogledalom i filmom za zapis

Slika 10.Šematski prikaz skretanja sistema torzione vage zbog krivine linija sile teže gdje se ispod Zemljine površine nalazi masa veće gust

199

1.4.Velika torziona vaga

Slika 11.Velika torziona vaga

Vertikalni presjek velikog tipa instrumenta prikazan je na slici 11.

200

Torziona vaga sa svoja dva obješena sistema montirana je u gornjem djelu instrumenta.Torziona žica je izrađena od specijalno obrađene platine- iridijuma,ona je prečnika 0,04 mm i približne dužine 56 cm. Gornji kraj je pričvršćen za torzionu glavu, a donji kraj za mali vertikalni ispust, pričvršćen za polugu vage, koji nosi malo ogledalo za fotografsku registraciju položaja mirovanja ili ravnoteže poluge.Jedan kraj svake poluge nosi zlatan teg od oko 42 grama,drugi kraj ima malu kuku za koju je na bakarnoj žici (dužine oko 60 cm) obješen olovni teg mase kao i zlatni.Na poklopcu spoljnog omotača montirana je busola koja služi za postavljanje u merdijan gornjeg djela vage i zadržaća u srednjem djelu.Postolje instrumenta sastoji se iz dva djela, smještena jedan u drugi.Srednji dio, koji sadrži satni mehanizam, pričvršćen je za postolje.Ovaj dio ima tri položajna zavrtnja za postavljanje instrumenta u vertikalni položaj.Kontaktni mehanizam je precizni satni mehanizam koji svakog časa ostvaruje kontakt i omogućuje da se upale elekrične sijalice pri vrhu instrumenta da bi se izvršila fotografska eksponaža.Mehanizam za pokretanje je smješten u srednjem djelu instrumenta naspram kontaktnog mehanizma.Lampe za eksponažu napajaju se srujom preko kabla koji je vezan za bateriju (4-6 volti).Svjetlost lampe za eksponažu prolazi kroz izbušenu dijafragmu, prizmu, a zatim ide vertikalno naniže do ogledala, nagnutnog za oko 45o, čiji se položaj može podešavati.Svjetlosni zrak se horizontalno odbija sa nagnutog ogledala, prolazi kroz ahromatično sočivo do ogledala pričvršćenog na ispustu poluge vage i odbija se natrag na fotografsku ploču, koja se nalazi u ramu pričvršćenom na gornjem djelu instrumenta.Ukupna visina velike torzione vage iznosi 183 cm (72 inča), a njena težina kad je postavljena za mjerenje iznosi oko 59 kg (130 funti).

ZAKLJUČAK

Osnovna fizička osobina stijena i geoloških formacija koja se mjeri je gustina.Mjerenja se uglavnom koriste za geološka israživanja:nafte; kamene soli; granitnih dajkova;razloma, i dr.Mjerenje torzionom vagom zahtjeva strpljiv rad koji omogučava da se dnevno izvede svega nekoliko mjernih stan

201

MAGNETNE METODE

1. UVOD...................................................................................................................2

2. ZEMLJENO MAGNETNO POLJE...................................................................32.1 PORIJEKLO ZELJENOG MAGNETNOG POLJA........................32.2 POLOŽAJ MAGNETNIH POLOVA...............................................52.3 ELE. ZEMLJENOG MAGNETNOG POLJA.................................6

3. OSNOVNI PRINCIPI MAGNEĆENJA MATERIJALA.................................73.1 MAGNETIZAM NA NIVO ATOMA..................................................73.2 MAGNETNA SUSCPTILNOST...........................................................8

3.2.1 MINEROLOŠKI FAKTORI...........................................83.2.2 GEOLOŠKI FAKTORI..................................................83.2.3 METEROLOŠKI FAKTORI..........................................9

3.3 MAGNETNA PERMABILNOST........................................................10

4. VARIJACIJE ZEMLJENOG MAGNETNOG POLJA......................................114.1 MAGNETSKE BURE...........................................................................12

5. GEOMAGNETSKA ISPITIVANJA..................................................................13TERESTRIČKA GEOMAGNETSKA MJERENJA..........................13PALEOMAGNETSKA ISPITIVANJA..............................................14OSNOVI ARHEOMA GNETIZMA...................................................15AREOMAGNETSKA ISPITIVANJA....... ........................................16

6. ELEKTRO MAGNETNE METODE.................................................................17 6.1 METODA TRUAM................................................................................17

6.2 METODA SA POMIČNIM ODAŠILJAČEM....................................18 6.3 VLF METODA......................................................................................19 6.4 TELURSKA METODA.........................................................................19 6.5 MAGNETOTELURSKA METODA.....................................................19

7. MAGNETOMETRIJSKI INSTRUMENTI (INSTRUMENTI ZA MJERENJE ELE. ZEMLJENOG MAGNETNOG POLJA).................................................................20

7.1 PROTONSKI MAGNETOMERI................................................... .......21

8. ZAKLJUČAK.......................................................................................................23

9. LITERATURA............................................................................................... .....24

UVOD

202

U ovom radu ćemo se upozanti sa osnovnim elementima Zemljenog magnetnog polja kao njegovo porijeklo kakav on značaj ima u našem životu a i u tehnici. U ovom tekstu biti će navedene neke metode popću kojih se vrše geomagnetna ispitivnaja i njihove anomalije, kaoko se pomoću pojedinih metoda može istraživati razne mineralne sirovine i ležišta njhova.

ZEMLJENO MAGNETNO POLJE

1. UVOD

Još su stari Kinezi, prema legendi, utvrdili da kristal magnetita postavljen na papirus okreče papirus uvijek u istom smijeru bez obzira kako se papirus sa magnetitom stavi na fluid. Tako je nastao prvi kompas a kao posljedica postojanja prirodnog magnetnog polja vezanog za Zemlju: Zemljino magnetno polje (ZMP).W.Gilbert je oko 1600. godine iznio mišljenje da se Zemlja ponaša kao veliki magnet i da se magnetizam nalazi u Zemljinoj unutršnjosti.C.F.Gauss je 1839. godine dokazao da največi dio ZMP (oko 95%) potiče iz Zemljine unutrašnjosti a os pri tom spaja sjeverni i južni geomagnetski pol i prolazi središtem Zemlje(Sl.1).

Slika 1.

203

1.1. Porijeklo Zemljinog magnetnog polja

Posljednjih godina ima mnogo pristalica koji pretpostavljaju da ZMP stvara neka vrsta diname u unutrašnjosti jezgra. Zemlja se sastoji iz mnogo slojeva koji se razlikuju po svojim fizičkim i hemijskim osobinama i koji se ne ponašaju na isti način u toku rotacije. Ova razlika u ponašanju izaziva elektronske struje u jezgru.Procesi koji se dešavaju u unutrašnjosti Zemlje utiču sa približno 90% u stvaranju ZMP. Ostalih 10% su Sunčevo elektromagnetno zračenje i prisustvo magnetičnih stijena u kori.

Prostor u kome se magnetno polje osiječa oko Zemlje je magnetosfera (Sl.2. I Sl.3.) Ona bi bila simetrična kada joj naelektrisane čestice, izbačene sunčevim zračenjem (A) ne bi davale oblik suze . Front oblaka ovih čestica deformišu linije sile Zemljinog polja (1). Ispod ove “pregrade” postoji zona turbulencije u kojoj se nalaze granice magnetnog polja (2). Van-Alenovi pojasi (3) su dvije zone jakog zračenja. Unutrašnji prsten se sastoji iz čestica visoke energije nastalih kosmičkim zračenjem, a spoljašnji prsten iz elektrona dospjelih sa Sunca.

204

Slika 2.

Slika 3.

Ovakva koncepcija se poklapa sa savremenim ispitivanjima koja ukazuju na zaključak da se uzrok ZMP nalazi duboko u unutrašnjosti Zemlje.Na osnovu iznjetih činjenica slijedi da linije sile magnetnog polja moraju da prođu kroz spoljnu Zemljinu koru da bi dospjele do površine.Kako je Zemljina kora izgrađena od magnetski heterogenih materijala ,ta mjerenja izvedena u Zemljinoj površini ukazuju u velikoj mijeri na deformisane oblike linija sila,tako da one odstupaju od idealno simetričnog oblika.Takve deformacije u Zemljinoj kori uslovljavaju magnetne anomalije.

1.2. Položaj magnetnih polova

Slično drugim sfernim magnetima, i Zemlja ima magnetne polove (Sl.4.i Sl.5.). Geometrijski, to su dvije tačke prodora Zemljine magnetne ose kroz njenu površinu. Ispitivanjem je utvrđeno da su to, ustvari, oblasti prostrane i po

205

nekoliko kilometara. Mogu, da se definisu kao mjesta na Zemlji na kojima su sile ZMP uglavnom vertikalne.Prava koja spaja magnetne polove prolazi na oko 430 km daleko od centra Zemlje. Ova distorzija ZMP ukazuje jasno na to da Zemlja nije niti simetrično niti uniformno namagnetisana.

Slika 4.

Slika 5

1.3. Elementi Zemljinog magnetnog polja

206

ZMP je vektorska veličina i kao takva može da se definiše u svakoj tački,pomoču tri nezavisne veličine.U pravouglom Dekartovom koordinatnom sistemu (Sl.6.) vektor geomagnetnog polja možemo da razložimo na komponente,a njegov položaj u prostoru da odredimo uglovima koje on zaklapa sa koordinatnim osama.Vektor geomagnetnog polja T sa horizontalnom ravni xOy zaklapa ugao u vertikalnoj ravni. Ovaj ugao nazivamo inklinacija I.Projekcija vektora T ZMP na z-osu naziva se vertikalna komponenta Z, dok je projekcija na horizontalnu ravan horizontalna komponenta H. Ako horizontalnu komponentu H projektujemo na geografski meridijan (x-osa),onda respektivno imamo sjevernu i istočnu komponentu . Sve nabrojane veličine predstavljaju elemente ZMP i mogu da se mijere odgovarajučim instrumentima.

Slika 6.Elementi ZMP

Magnetske karte svih elemenata ZMP, za epohu 1950, prikazane su na slikama (Slike 7.,8.,9.,10.,11.,12.,13.). Pri proučavanju geomagnetskih fenomena često se koriste geomagnetske koordinate: geomagnetska širina i geomagnetska dužina (slika 14.). Koristeći formule iz sferne trigonometrije, dolazimo do veze između geografskih i geomagnetskih koordinata.

207

Slika 7. Karta intenziteta vektora (T) za epohu 1950.

Slika 8. Deklinacija (D) za epohu 1950.

208

Slika 9. Inklinacija (I) za epohu 1950.

Slika 10. Intenzitet vertikalne komponente (Z) za epohu 1950.

209

Slika 11. Intenzitet horizontalne komponente (PI) za epohu 1950.

Slika 12. Intenzitet severne komponente (X) za epohu 1950.

210

Slika 13. Intenzitet istočne komponente Y

Slika 14.Geomagnetske koordinate

2.OSNOVNI PRINCIPI MAGNEČENJA MATERIJALA

211

2.1. Magnetizam na nivou atoma

Na osnovu elektromagnetske teorije,magnetno polje nastaje usljed kretanja naelektrisanih čestica. U samom atomu dolazi do stvaranja magnetnog polja iz dva izvora i to:

- usljed rotacije negativno naelektrisanih četsica (elektrona) oko svoje ose,

- usljed njihove rotacije po orbitama oko jezgra atoma. Odatle možemo da kažemo atom posjeduje magnetni moment spina (rotacija elektrona oko svoje ose) i orbitalni magnetski moment (rotacija elektrona oko jezgra atoma).

Slika 15. Magnetizam atoma

Orbitalni magnetski momenti se u čvrstim tijelima međusobno poništavaju usljed interakcija magnetskih polja susijednih orbita. Osim toga, unutar atoma rotirajuči elektroni formiraju ljuske sa različitim energetskim nivoima, u kojima se nalaze parovi elektrona sa suprotnim elektronskim spinovima. Odatle sljedi da su nosioci magnetizacije samo nespareni elektroni, koji mogu da se nalaze u okviru bilo kojeg energetskog nivoa. Magnetski moment spina takvih nesparenih elektrona zove se Borov magneton.

2.2. Magnetska susceptibilnost

I M orbitalniM spina

212

Magnetska susceptibilnost je značajan magnetski parametar nekog materijala na osnovu koga možemo da zaključimo u kolikoj mijeri je dati materijal magnetičan.

Da bi ispitali da li neki materijal sadrži nesparene elektrone ili ne, na njega čemo da dejstvujemo spoljašnjim magnetskim poljem izazivajući pri tom interakciju između dejstvujučeg polja i magnetskih momenata, kako orbitalnih tako i spinskih. Odnos intenziteta (količine) magnetizacije , koji je nastao u materijalu, i jačine spoljašnjeg (dejstvujučeg) polja zove se apsolutna susceptibilnost.Njenim određivanjem dobijamo parametar za izdvajanje supstanci po tome da li sadrže ili ne sadrže nesparene elektrone. Na osnovu ovoga sve supstance možemo da podijelimo na:

1. dijamagnetike - supstance koje ne sadrže nesparene elektrone. Kada na ove supstance dejstvujemo spoljašnjim poljem dolazi do rotacije njihovih elektronskih orbitala i stvaranja magnetskog momenta,antiparalelnog dejstvujučem polju. Indukovana magnetizacija ovakvog tipa se gubi odmah po prestanku dejstva spoljašnjeg polja.

2. paramagnetike - supstance koje sadrže nesparene elektrone. Kod ovih supstanci prilikom dejstva spoljašnjeg polja moment spina zauzima pravac paralelan dejstvujučem polju. Međutim, ovakvoj orijentaciji se suprotstavljaju termalne fluktuacije unutar atoma, tako da po prestanku dijelovanja polja spinski momenti ponovo zauzimaju proizvoljne položaje.

Magnetsku susceptibilnost možemo da odredimo u odnosu na jedinicu zapremine ill masu materijala, zbog čega razlikujemo zapreminsku i masenu susceptibilnost. Magnetska susceptibilnost zavisi od mnogo faktora, ali ih generalno možemo da svrstamo u tri kategorije i to: mineraloški, geološki i ostali faktori.

2.3. Mineraloški faktori

Količina feromagnetske frakcije - magnetska susceptibilnost je direktno proporcionalna sadržaju feromagnetske frakcije u nekom materijalu .

Faktor veličine zrna - magnetska susceptibilnost je obrnuto proporcionalna veličini zrna, odnosno smanjenje veličine čestice (npr. kod sparenih uzoraka) u velikoj meri smanjuje efektivnu susceptibilnost.

2.4. Geološki faktori

213

Toplotni efekat - sa povečanjem temperature kontinualno se povečava i permeabilnost magnetičnih materijala, sve dok se ne dostigne ona temperatura poslije koje nastupa naglo smanjenje permeabilnosti.

Naponi - sile koje utiču na stvaranje planina, rasjedanja i nabiranja utiču i na namagnetisanje stijena što najčešće znaći i promijenu intenziteta magnetizacije.

Strukturni pokreti - geološka aktivnost može da izazove oštre deformacije i prevrtanje ležista pa dolazi do velikih magnetizacija.

Raspadanje - magnetizacija opada u velikoj mijeri kada se magnetit raspadanjem pretvori u limonit ili hematit (dvovalentno u trovalentno gvožđe).

Metamorfizam - na kontaktima i na mijestima gde je došlo do dinamo-metamorfnih procesa kod sedimentnih i drugih stijena.

Koncentracija - magnetičnih minerala povečava magnetizaciju kontaktno metamorfnih zona .

Topografija - ovo je veoma značajno pitanje ali i tesko predvidivo.Gornji dio magnetičnog rudnog tijela manifestovače se na veoma različite načine u zavisnosti da li se ono nalazi na strmoj padini, na vrhu brda,ili u dolini.

2.5. Meteorološki faktori

Munje - struje velike jačine koje nastaju pri pražnjenju oblaka izazivaju jaka magnetna polja. Ova polja utiču na lokalno magnetisanje stijena. .

2.6. Magnetska permeabilnost

Magnetska permeabilnost je još jedan magnetski parametar materijala i definiše se kao lakoča sa kojom se magnetni fluks može uspostaviti u nekom materijalu.Ako je permeabilnost nekog materijala manja od permeabilnosti vazduha onda je materijal dijamagnetičan. Kada supstanca pokaže permeabilnost veču od vazduha za nju se kaže da je paramagnetična.

2.7. Magnetni domeni

Kristalna rešetka čvrstih tijela, koja u sebi sadrži feromagnetne frakcije, izdijeljena je na domene male zapremine koji su namagnetisani do svoje saturacije. Magnetne linije sila zatvaraju konture unutar samog tijela, tako da se u njegovoj okolini ne osiječa prisustvo magnetizacije. Ovaj fenomen nastaje zbog postojanja određenih "lakih" pravaca minimalne energije u strukturi kristalne rešetke, tako da magnetni dipoli teže da se orijentišu u tim pravcima. Međutim, toj orijentaciji se suprostavljaju magnetostatičke sile privlačenja između suprotnih polova, tako da dolazi do izdijeljenosti materijala na domene

214

male zapremine. Domeni su međusobno odvojeni uskim zonama koji se zovu Blohovi zidovi.

2.8. Kriva magnečenja materijala i nastanak remanentne magnetizacije

Da bi opisali krivu magnečenja materijala, koja polazi iz koordinatnog početka, bitno je saznanje da li je taj materijal več bio izlagan dejstvu magnetnog polja. Ako to nije slučaj onda se magnečenje može da opiše na sljedeći način uz saglasnost sa slikom 16.

Slika 16. Kriva magnečenja materijala

Magnečenje materijala možemo da opišemo kroz četiri procesa koji slijede jedan za drugim. U tom cilju smo dio histerezisne krive podijelili na dijelove (slovima O, B, C, D i E) čija mijesta razdvajaju intervale unutar kojih dolazi do značajnih promijena u samom materijalu. Kada materijal izložimo dejstvu spoljašnjeg magnetnog polja, intenziteta H, doći će do pomijeranja Blohovih zidova onih domena čiji su magnetni dipoli orijentisani u preferencijalnom (istom) pravcu, u odnosu na vektor magnetisučeg polja, što uslovljava rast tih domena na račun susjednih. Ovaj proces je reverzibilan i odgovara dijelu krive od O do B. Zavisnost intenziteta spoljašnjeg polja H od intenziteta indukovane magnetizacije B, na ovom dijelu krive, je skoro linearna.

Povečavajući intenzitet polja H vektori magnetnih domena naglo i skokovito mijenjaju svoj predašnji međusobno haotičan pravac u orijentaciju koja sa pravcem polja H zaklapa tup ugao. Proces promijena orijentacije vektora domena, poznat kao Berghausenov efekat. Odlikuje se time sto u tom dijelu histerezisna kriva ima "nazubljen" izgled, a ovaj proces može registruje pogodnim akustičnim sistemom. Opisan proces je ireverzibilan i odigrava se u intervalu od B do C.

215

Daljim povečanjem intenziteta H,od C do D, dolazi do orijentacije svih vektora domena u pravac koji sa pravcem dejstvujučeg polja zauzimaju tup ugao.

U dijelu krive od D do E svi vektori domena se orijentišu paralelno pravcu dejstvujučeg polja, a to znači da je polje H dovoljno jako da pomijeri sve Blohove zidove preko svih energetskih barijera i dovede materijal u stanje saturacione magnetizacije.

Opisani grafik, zavisnosti indukovane magnetizacije od jačine magnetisučeg polja daje histerezisnu krivu za određeni materijal i sa nje može da se odredi večina magnetskih svojstava materijala (slika 16).

Magnetska permeabilnost kao magnetski parametar materijala takođe se može posmatra u odnosu na intenzitet polja H u procesu magnečenja materijala. U dijelu histerezisne krive od A do B odnos B/H je konstantan (B/H=const). Sa povečanjem intenziteta H, indukovana magnetizacija (B) naglo raste, tako da i permeabilnost raste sve do svoje maksimalne vrijednosti koja se nalazi u prevojnoj tački histerezisne krive. Kada histerezisna kriva postane skoro horizontalna, ili kada veliko povečanje H izaziva relativno male promijene B, odnosno kada materijal dostigne stepen saturacione magnetizacije, permeabilnost postiže sasvim male vrijednosti.

U prethodnom dijelu teksta, gde je objašnjeno magnečenje materijala, došli smo do tačke E, odnosno dijelovanjem spoljašnjeg polja H doveli smo materijal do njegove saturacione magnetizacije. Ukoliko želimo da isti taj materijal razmagnetišemo, tada čemo prethodno opisan proces posmatrati u suprotnom smjeru. Ukoliko smanjujemo intenzitet polja H, kriva razmagnetisanja neče da se poklapa sa krivom magnečenja. U trenutku kada spoljašnje polje dostigne nultu vrijednost, indukovana magnetizacija će da ima određenu vrijednost. Ovu magnetizaciju, koju materijal zadržava po prestanku dejstva spoljašnjeg polja zovemo remanentna magnetizacija. Remanentna magnetizacija je mogla da nastane u slučaju kada je magnetisuče polje bilo dovoljno jako da pomjeri Blohov zid preko energetske barijere, tako da po prestanku njegovog dejstva materijal zadrži određenu magnetizaciju.

Ako bi hjteli da potpuno razmagnetišemo materijal, tada bi trebalo dijelovati spoljašnjim poljem suprotnog smjera od smjera magnetizacije. U tom slučaju intenzitet remanentne magnetizacije će da opada sa porastom intenziteta dejstvujučeg polja sve do onog trenutka kada će materijal biti razmagnetisan. Tada će B da bude jednako nuli, a H ce da ima vrijednost koju nazivamo koercitivna sila H0.

Daljim povečanjem intenziteta polja H, materijal ponovo počinje da se magnetiše ali u suprotnom smijeru od smijera prethodne magnetizacije.

216

3. VARIJACIJE ZEMLJINOG MAGNETNOG POLJA

Več smo rekli da se elementi ZMP mogu da mijere odgovarajučim instrumentima na svakoj tački na Zemljinoj površini. Takva mijerenja, koja su vršena na različitim tačkama u dugom nizu godina, pokazuju da se vektor magnetnog polja mijenja. Promijene koje su konstatovane, manje ill više prirodnog karaktera, su nepravilne i različite jačine.

Analize promijena ZMP u dužem vremenskom periodu pokazuju da egzistira jedan postojan, nepromenjiv dio, na koji se superponuju različite promijene geomagnetnog polja sa periodom od oko 11 godina.

Postojani dio polja naziva se glavnim magnetnim poljem Zemlje, dok je drugi dio izazvan promijenjivim poljima različitih amplituda, faza i perioda.

Ukupno polje za posmatrani vremenski period, najpribližnije se prikazuje relacijom.:

gdje su: T-glavno magnetno polje,S-period,t-vrijeme,π-faza δTi-amplituda promijenjivog polja

Glavno magnetno polje Zemlje je zbir polja homogeno namagnetisane Zemlje (dipolno polje) i polja izazvanog nehomogenostima u dubljim dijelovima Zemlje (nedipolno polje ili polje kontinenata) .

Promjenjivi dio magnetnog polja potiče od uzročnika u dubljim i gornjim slojevima Zemljine kore kao i polja nastalog usljed sunčeve aktivnosti, zračenja, magnetnog polja Sunca, sunčevog vjetra i slično. Zapaženo je da su amplitude promjenjivih polja znatno manje od intenziteta glavnog magnetnog polja, a periode su od nekoliko godina do desetih dijelova sekunde.

Ako u različitim tačkama na Zemljinoj površini posmatramo amplitude, frekventne karakteristike i morfologiju varijacija ZMP, uočit ćemo odstupanja. Zbog toga je više naučnika pokušalo da utvrdi kriterijume klasifikacije varijacija geomagnetnog polja, mada je ovo pitanje i do današnjih dana ostalo otvoreno.

U tabeli je data klasifikacija po U.Schmucker-u koji je varijacije geomagnetnog polja izvršio u vremenskom domenu:

217

TIP VARIJACIJA SIMBOL PERIODA(T)

AMPLITUDA(A)

Sunceva ciklicna varijacija

' 11 godina 20 nT

Godisnja varijacija 1 godina 5 nTPolugodisnja

sezonska varijacija6 meseci 5 nT

Redovna dnevna varijacija

SR 1 dan

Mirni dani S n 1 dan 30-60 nTPoremeceni dani s,, 1 dan 10-20 nT

Lunarna (meseceva) varijacija

LR 1 dan 1-5 nT

Iznenadni (nagli) pocetak

ssc 2-5 minuta

10-100 nT

Efekat suncevih hronosferskih

erupcija

sfc 10-20 minuta

10 nT

Pulzacije P 0,2-600 sekundi

10 nT

Tabela 1: Klasifikacija geomagnetskih varijacija (prema U. Schmucker-u,1985.)

Međutim postoje prijedlozi da se magnetski poremečaji dijele prema prostornom rasporedu pojavljivanja. U ovom slučaju razlikujemo:

- poremečaji koji se javljaju istovremeno na cijeloj površini Zemlje i nazivaju se sinfazni (S).

- poremečaji koji su ograničeni na određenu oblast prostiranja lokalni (L).

- poremečaji koji se opažaju neprekidno i shodno tome se označavaju kao permanentni (P).

Prema ovoj klasifikaciji, Zemlja može da se podijeli na pojaseve u kojima se najčešcće pojavljuje jedna od izdvojenih grupa varijacija.

Tako, u pojasu od 45°S do 45°J magnetne paralele karakteristična je pojava sinfaznih poremečaja.

218

Pojasi od 45°-70°S i 45-70°J magnetne širine karakterišu se lokalnim poremečajima, dok su pojasi od 70°-900 sjeverne i južne magnetne širine pojasi polarnih kapa.

Posljednjih godina se koristi i klasifikacija prema mogučim fizičkim mehanizmima koji uslovljavaju razvoj poremečaja. Na osnovu ovih parametara razlikujemo:

• magnetni poremečaji izazvani dejstvom sunčevih korpuskularnih tokova

• magnetni poremečaji vezani za razvoj kružnih strujnih tokova unutar magnetosfere

• magnetni poremečaji čije amplitude dostižu maksimalne vrijednosti u polarnoj zoni (polarni magnetni poremečaji)

• magnetni poremečaji koji se pojavljuju u zoni polarne kape.

Izvori ovih poremečaja su jonosferski strujni tokovi.

3.1. Vijekovne(sekularne)varijacije

Poznavanje karaktera ZMP na osnovu sistematskih registrovanja na magnetskim opservatorijama i mjerenjima na površini Zemlje proteže se kroz razdoblje od nekoliko vijekova. Spore vremenske promijene ZMP, koje traju nekoliko decenija i više, imajući isti znak i smjer, označavaju se kao sekularne (vijekovne) varijacije. Pojam vijekovne promijene, odnosno vijekovne ili sekularne varijacije definiše promijenu srednjih godišnjih vrijednosti komponenata geomagnetnog polja u toku godine. Promijene se izražavaju u (nT) na godinu ili minutama na godinu.

Pretpostavlja se da kriva vijekovnih (sekularnih) varijacija ima periodični karakter. Veličinu periode nije moguće odrediti samo na osnovu dosadašnjih ponovljenih mijerenja na opservatorijama koje su vršene tokom više vjekova, tako da se nova saznanja o periodičnosti vjekovnih varijacija očekuju od rezultata arheomagnetskih ispitivanja.

Na osnovu velikog broja mijerenih vrijednosti ZMP na određenoj opservatoriji, moguće je da se izvrši obrada tih podataka. Najčešće su to statističke metode iz kojih se dobijaju (izdvajaju) najverovatnije periodične promijene (mogu da budu dugoperiodične, godišnje, dnevne i slično) kao i iregularne varijacije.

Kod statističke metode prvo se odredi perioda posmatranja ZMP na opservatoriji. Neka je taj period od godinu dana. Sada se formiraju srednje godišnje vrijednosti geomagnetnog polja (normalna vrijednost polja) na osnovu srednjih časovnih, srednje dnevnih i srednje mjesečnih vrijednosti. Na taj naćin,

219

eliminisan je uticaj dnevnih varijacija, varijacija registrovanih u magnetski poremećenim danima, sezonske promijene kao i sve kratko periodične vremenske promijene ZMP.

Ako za period posmatranja promijena ZMP izaberemo ciklus sunčeve aktivnosti i primjenimo isti postupak kao što je prethodno opisano, vrijednosti koje dobijamo nazivamo sekularne vrijednosti geomagnetnog polja. Sekularna varijacija geomagnetnog polja na jednoj tački definiše se kao razlika uzastopnih sekularnih vrijednosti polja. Očigledno je da su potrebna dugogodišnja posmatranja promijena ZMP na geomagnetskim opservatorijama da bi sekularna varijacija bila uočena.Naime, mijerena vrijednost magnetnog polja može da se smatra vektorskim zbirom normalnog i anomalijskog polja. Pri tome je anomalijsko polje definisano kao zbirno polje regionalnih i lokalnih anomalija. To znači da ako na osnovu magnetskih mijerenja želimo da odredimo lokalnu anomaliju, onda se pod pojmom normalno polje podrazumijeva vektorski zbir normalnog polja i polja regionalnih anomalija. U slučaju da želimo da odredimo nedipolno polje,onda se pod pojmom normalnog polja podrazumijeva dipolno polje

3.2. Dnevne varijacije

Varijacije geomagnetnog polja sa periodama jednakim trajanju sunčevog dana nazivaju se dnevne varijacije. Karakteristika je da se dobro zapažaju na magnetometrima. U zavisnosti od sunčeve aktivnosti, dnevne varijacije se dijele na mirne (Sq) i poremečene (Sd). Mirne dnevne varijacije su predstavljene serijom srednje časovnih vrijednosti u lokalnom solarnom vremenu za pet magnetski mirnih dana. Analizom magnetograma može da se utvrdi da prosječna Sq varijacija odgovara normalnoj varijaciji koja se dešava redovno svakog dana i ima pravilnu formu. Poremečene dnevne varijacije predstavljaju se srednje časovnim vrijednostima za pet magnetski poremečenih dana.

Dnevne varijacije se objašnjavaju postojanjem strujnih sistema u jonosferi na visinama reda stotinu kilometara, na sjevernoj i južnoj polulopti.

Jonosferske struje, koje su uzrok mirnih dnevnih varijacija, formiraju velike zatvorene "petlje" na osunčanoj strani Zemlje. Ove "petlje" su simetrične u odnosu na ekvator u vrijeme ravnodnevnice (ekvinocija), a njihovi centri su u blizini lokalnog podneva na srednjim širinama (slika 17). U ovim oblastima dnevni hod horizontalnog magnetnog polja dostiže približno 50 nT, dok su u zimskim mijesecima ove vrijednosti nešto niže.

Za razliku od mirnih, poremečena dnevna varijacija vezana je za upadni fluks sunčevih čestica u magnetosferu. Poznavanje vrijednosti dnevne varijacije, pri izvođenju magnetskih mijerenja, od velikog je značaja, i zbog nje u rezultate mijerenja treba unositi odgovarajuće korekcije. Dnevna varijacija intenziteta vertikalne komponente za tipičan dan, sračunata kao srednja vrijednost varijacije iz mnogo dana,prikazana je na slici:

220

Slika 17.

Radi unošenja korekcija za dnevnu varijaciju u rezultate mijerenja na terenu, ne može da se koristi tipična kriva. Za jedan dati dan karakter dnevne varijacije može da bude potpuno različit od varijacije date tipičnom krivom (slika 18).

Slika 18.

Pri praktičnim radovima na terenu, radi dobijanja krive dnevne varijacije, na početku mijerenja izvrši se opažanje na baznoj stanici, a u toku dana izvrši se još nekoliko opažanja na istoj stanici. Zatim, pod pretpostavkorn da je između sukcesivnih čitanja na baznoj stanici promijena, nakon obrade podataka, iscrta se kriva dnevne varijacije. Koristeći se ovom krivom moguče je unjeti odgovarajuče popravke u čitanja izvršena na svakoj stanici u vremenskom intervalu između čitanja izvršenih na baznoj stanici. Takođe, moguče je da se upotrebi drugi magnetometar koji bi permanentno bio postavljen na baznoj stanici i na kojoj bi se opažanja vršila u jednakim intervalima (na primer, svakih deset do dvadeset minuta) ili, pak, kontinualno. U određenim slučajevima, primjenjuje se metoda "korak po korak".

3.3. Magnetske bure

221

Magnetske bure su aperiodične i potpuno nepredvidljive varijacije ZMP. Mogu da nastanu iznenadno (magnetske bure sa iznenadnim, naglim, početkom - SSC bure, (slika 19) i da izazovu tako naglu promjenu intenziteta polja (i do 500 nT za manje od jednog sata) da se terenska mijerenja moraju obustaviti. Ako se promjene polja dešavaju postepeno i traju od nekoliko do četrdesetosam sati, onda su to magnetske bure sa postepenim početkom (G bure, slika 20).

Magnetske bure su uslovljene izuzetno jakim procesima, koji se dešavaju na Suncu (Sunčeve erupcije), pri kojima Sunce izbacuje u kosmički prostor močne flukseve naelektrisanih čestica (korpuskula). Rezultat ovakvog uzajamnog dejstva, intenzivnih flukseva Sunčeve plazme sa magnetosferom Zemlje je nagla deformacija i zbijanje magnetosfere, usljed čega se jačina magnetskog polja na površini Zemlje skokovito uvecčva. Taj skok je dobio ime iznenadni (nagli) početak. On izaziva intenzivan upad naelektrisanih čestica neposredno u magnetosferu Zemlje. Pri tome protoni i elektroni u magnetosferskoj plazmi rotiraju oko magnetskih linija sila, pri čemu obrazuju ekvatorijalni strujni prsten prečnika približno 4-5 prečnika Zemlje.Tipične magnetske bure sastoje se iz tri faze. Vremenski interval između iznenadnog početka i trenutka smanjivanja intenziteta polja označava se kao početna faza. Traje od jedan do sest sati. Smanjivanje intenziteta polja može da traje do pet dana. Registruju se varijacije geomagnetnog polja različitih amplituda i perioda. Ova faza magnetske bure zove se glavna faza. Posijle nje, počinje postepena obnova polja, a intenzitet se vrača na nivo bure ili na nešto niži od početka. To je faza smirivanja. Traje od nekoliko sati do nekoliko dana.

Karakteristično je da se u vrijeme magnetskih bura najviše mijenja intenzitet horizontalne komponente, dok su promijene vertikalne komponente i deklinacije zanemarljive. Ova pojava se tumači meridijalnim pravcem toka strujnih linija koje su paralelne Zemljinoj popvršini.

Slika 19. Magnet ska SSC bur

Slika 19. Magnet ska SSC bura

Slika 20. Magnetska G-bura.

3.4. Pulzacije

Pulzacije su vremenske varijacije ZMP u frekventnom opsegu od miliherca (mHz) do nekoliko desetina herca (Hz).

Porijeklo pulzacija vezuje se za složene procese koji se dešavaju u magnetosferi Zemlje i još uvjek nisu u potpunosti izučeni. Pretpostavlja se da su rezultat promijena pravca linija sila ZMP pod udarom sunčevog vijetra, all i da

uzrok pulzacija mogu da budu i hidromagnetski talasi u oblasti magnetosfere Zemlje.

Pulzacije mozemo podijeliti u dvije grupe:

1. Stabilne Hi regularne pulzacije (Pc) - imaju pravilan i postojan karakter. Javljaju se u dugačkim serijama i imaju kvazisinusoidalnu formu (slika 21). Prema velicini periode dele se u sest klasa

Slika 21. Pulzacije Pc

2. Iregularne Hi impulsne pulzacije (Pt) - odlikuju se nepravilnim karakterom i obuhvataju širok spektar frekvencija (slika 22). Javljaju se u vidu serija u trajanju od desetak minuta, razdvojenih dugačkim prekidima u trajanju od desetak minuta, razdvojenih dugačkim prekidima relativnog mirovanja. Prema veličini periode, dijele se u tri klase:

P - 1 (1 - 40) s

P - 2 (40 - 150) s

P - 3 (>150) s.

Iregularne (impulsne) pulzacije često se nazivaju i nizovi pulzacija, ali mogu da se jave i kao pojedinačni impulsi.

Najčešće od svih pulzacija pojavljuju se one koje spadaju u podgrupe P -3 i P- 2. Tako P - 3 se pojavljuje svakodnevno u trajanju od 5 - 7 sati. Na srednjim geografskim širinama, pulzacije P-3 obično se opažaju u jutarnjim i dnevnim a P - 2 u večernjim i nočnim satima lokalnog vremena.

U polarnim oblastima, amplitude mikropulzacija dostižu vrijednost od nekoliko desetina nT, a mogu iznositi i do lOOnT.

Slika 22. Pulzacije P

4. REVERZIJE ZEMLJINOG MAGNETNOG POLJA

O karakteru ZMP tokom poslednjih nekoliko stotina godina znamo na osnovu direktnih mijerenja elemenata geomagnetnog polja, kao i na osnovu rezultata Gausove harmonijske analize. Na osnovu dosadašnjih ispitivanja znamo sljedeće karakteristike geomagnetnog polja:

• geomagnetska osa zaklapa ugao od 11,5 stepeni sa osom obrtanja Zemlje,

• perioda sekularne varijacije je reda više stotina godina,

• zapadni hod iznosi oko 0,2 stepena godišnje,

• geomagnetno polje može da se opiše kao polje aksijalnog geocentričnog dipola, za period duži od vremena pune periode sekularne varijacije,

• moment geomagnetnog polja opada 5% za sto godina,

• središte magnetskog momenta se nalazi na oko 430 km od središta Zemlje.

Međutim, može da se postavi pitanje šta se dešavalo sa geomagnetnim poljem kroz geološko vrijeme.

Sistematska proučavanja magnetizacije stijena na osnovu uzoraka prikupljenih na različitim dijelovima Zemlje i određivanje apsolutne starosti tih stijena, ukazala su da postoji izvijesna ritmičnost u karakteru glavnog magnetnog polja. Naime, može da se kaže da je u posljednjih 700000 godina magnetno polje Zemlje istog karaktera (smijera) kao i danas, dok je prije toga približno 1800000 godina karakter polja bio reversan. Prije ovog perioda magnetno polje je imalo normalan karakter. Znaći da postoji periodična promijena karaktera ZMP tokom cjelokupne geološke historije Zemlje.

Pojavu reversne magnetizacije prvi je 1906. godine uočio Brines proučavajući remanentnu magnetizaciju lava iz Centralnog masiva u Francuskoj. Kasnija proučavanja su nepobitno pokazala da približno polovina svih stijena ima normalno a druga polovina reversno namagnetisanje.

Ali, još uvijek nije jasno zašto bi geomagnetno polje moralo da im polje ne mijenja svoju polarnost. Međutim, to ne znači da ne treba teorijski objasniti ovaj fenomen.

Da bi bila dokazana reverzija geomagnetnog polja, mora da se dokaže da reversna remanentna magnetizacija date stijene nije mogla da nastane usljed nekih fizičko - hemijskih procesa.

Najčešće, večina procesa autoreverznosti se odigrala tokom vremena koje nije primjereno vremenu laboratorijskih ispitivanja. Zbog toga, da bi se dokazala reverzibilnost magnetnog polja Zemlje, primjenjuje se metoda stratigrafske korelacije stijena iste starosti koje su stvarane na ogromnim udaljenostima. Takođe, proučava se remanentna magnetizacija istovrsnih stijena stvorenih pri istim uslovima i koje ne pokazuju nikakve druge minerološke i petrološke razlike. Najubjedljiviji primjer reverzije je da sedimenti iz oblasti Antartika i Kamcatke pokazuju iste zakonitosti promjene geomagnetnog polja sa serijom izliva na Havajima i Islandu, koji su stvarani u istom vremenskom intervalu,jer nema mehanizma koji bi u petrološki bitno različitim stijenama na tako velikoj udaljenosti istovremeno uslovili pojavu autoreverzije.

Neke analize pokazuju da se intenzitet geomagnetnog polja smanjuje višestruko tokom nekoliko hiljada godina prije nego što nastupi reverzija, pri čemu se pravac i smijer polja ne mijenja. Zatim nastupa period "oscilovanja" ose vektora polja sa amplitudama od oko 30 stepeni, a poslije toga puna reverzija. Po završetku procesa (3-5 hiljada godina), polje stiče svoj normalni intenzitet. Za to mu je potrebno oko deset hiljada godina. Ne zna se da li je polje dipolno i u vrijeme samog procesa reverzije.

Analize dubokomorskih sedimenata, ipak, pokazuju da naglo smanjenje intenziteta polja nastupa upravo u momentu promijene pravca smijera vektora geomagnetnog polja.

Glavno geomagnetno polje je stabilan dipolni oscilator sa odgovarajučom periodom, dok nedipolno polje (20% intenziteta dipolnog polja) ima veoma brza nepravilna kolebanja. Reverzija nastupa u momentu kada dođe do međusobno odgovarajučeg odnosa.

Inače, statistički nije utvrđeno da bilo koja od dvije polarnosti ime duže vrijeme trajanja, to jest da je prosječno vrijeme trajanja neke od polarnosti duže. A odgovor na pitanje šta se dešavalo sa geomagnetnim poljem kroz geološko vrijeme,vjerovatno će da daju buduča arheomagnetska i paleomagnetska proučavanja.

5. ZAKLJUČAK

Zemljino magnetno polje potiče iz unutrašnjosti jezgra a prostor u kome se magnetno polje osiječa oko Zemlje naziva se magnetosfera. Zemlja ima magnetne

polove a ako gledamo geometrijski , to su dvije tačke prodora Zemljine magnetne ose kroz njenu površinu. Pošto je Zemljina kora izgrađena od magnetski heterogenih materijala, mjerenja izvedena u Zemljinoj površini ukazuju na deformisane oblike linija magnetnih sila, pa takve deformacije u Zemljinoj kori uslovljavaju magnetne anomalije.

Magnetičnost nekog materijla zavisi od više faktora, prije svega od geoloških i mineroloških.

Treba napomenuti da elemente ZMP možemo mijeriti odgovarajučim instrumentima u svakoj tački na Zemljinoj površini.

ZEMLJENO MAGNETNO POLJE

Još stari Kinezi, prema legendi utvrdili da kristali magnetita postavljeni na papirusu okreće papirus uvijek u istom pravcu bez obzira na položaj papirus. Tako je nastao prvi kompas kao posljedica postojanja prirodnog magnetnog polja vezanog za Zemlju, Zemljeno Magnetno Ploje. Tako kako je nastao sasvim slučajno kompas, stari narodi su pronašli elektricitet na osnovu privlačenja sitnih komadića papirusa o metalni štapić koji je predhogno naelektrisan.

PORIJEKLO ZELJENOG MAGNETNOG POLJA

Posljednjih godinas ima mnogo pristalica koji predpostavljaju da Zemljeno Magnetno Ploje da stvara naka vrsta diname u unutrašnjosti jezgra. Kaoko je poznato Zemlja se sastoji od slojeva koji se razlikuju po svojim fizičkim i hemijskim osobinama i koji se ne ponašaju na isti način u toku rotacije. Ova razlika u ponašanju izaziva elektronske struje u jezgru. Procesi koji se dešavaju u unutrašnjosti Zemlje utiču na približno oko 90% u stvaranju Zemljenog Magnetnog Polja. Ostalih 10% su sunčevo elektromagnetno zračenje prisustvo magnetičnih stijena u kori. Prostor u kome se magnetno polje osjeća oko Zemlje je magnetosfera (slika 1.).

slika 1. MAGNETOSFERA

Ona bi bila simetrična kada joj naelektrisanje čestice izbačene sunčevim zračenjem ne bi davale oblik suze ili kapljice. Front oblaka ovih čestica deformišu linije sile Zemljenog polja (1.). Ispod ove pregrade postoji zona turbulencija u kojoj se nalaze dranice magnetnog polja (2.). Van-Alenovi pojasi (3) su dvije zone jakog zračenja. Unutrašnji prsten se sastoji iz čestica visoke energije nastalih kosmičmim zračenjem, a spoljašni prsten iz elektrona dospjelih sa sunca.

slika 2. SLOJEVI MAGNETOSFERE

(1) (2) (3)

slika 3.

Na slici 2. su prikazani razni slojevi gore navedeni u tekstu. Na slici 3. je prikazano elekreomagnetno zračenje sunca i magnetosfera zemlje. Od naučnika koji su postavili osnove za izučavanje Zemljenog Magnetnog Polja treba pomenuti W. Gilbert-a (1544-1603) sa djelom «DE MAGNETE» objavljenim 1600 god. I K.F Gauss-a (1777-1855).Epohalnost djela Gilbert-a je u tome je u tome što je prvi ukazao da uzrok Zemljenog Magnetnog Ploja leži u Zemlji, a ne van nje. Po njemu «Zemlja je veliki magnet» koristeći ova otkrića Gauss je 1832 god. dao opštu teoriju o Zemljenom Magnetnom Polju. U toj teoriji razradio je prilično tačnu i kvalitetnu predstavu o prirodi i raspodjeli Zemljenog Magnetnog Polja.Na osnovu iznesenih činjenica slijedi da linije sile magnetnog pokja moraju da prođu kroz spoljnu Zemljinu koru da bi dospjele do površine. Kako je Zemljina kora izgrađena od magnetskih heterogenih materijala to mjerenja izvedene na Zemljinoj površini ukazuju u velikoj mjeri na deformisane oblike linija sila tako da one odstupaju od idealno simetričnog oblika. Takve deformacije ili distorzije uslovljavaju magnetske anomalije.

POLOŽAJ MAGNETNIH POLOVA

Slično drugim sfernim magnetima i Zemlja ima magnetne polove (slika 4.). Geometrijski to su dvije tačke prodora Zemljine magnetne ose kroz njenu površinu. Ispitivanjem je utvrđeno da su to ustvari oblasti prostorne i po nekoliko kilometara. Mogu da se definišu kao mjesta na Zemlji na kojima su sile Zemljenog Magnetnog Polja u bitnome vertikalne.

slika 4.

Pojava koja spaja magnetne polove prolazi na oko 430 km daleko od centra Zemlje. Ova distorzija ZMP ukazuje jasno na to9 da Zemlja nije niti simetrično niti uniformno magnetisana u odnosu na magnet što se vidi na slici 5.

slika 5.

ELE. ZEMLJENOG MAGNETNOG POLJA

ZMP je vektorska veličina i kao takva može da se definiše, u svakoj tački, pomoću tri nezavisne veličine. Modul vektora geomagnetnog polja T definiše intezitet geomagnetnog polja u tački posmatranja. Vertikalana ravan u kojoj leži vektor geomagnetnog polja je magnetski meridijan. U p'ravouglom Dekartovom koordinatnom sistem, vektor geomagnetnog polja, sa početkom u tački posmatranja, možemo da razložimo na komponente, a njegov položaj u prostoru odredimo uglovima koje on zaklapa sa koordinatnim osama. Tako, ugao koji ravan magnetskog meridijana tačke posmatranja zaklapa sa geografskim meridijanom u horizontalnoj ravni je deklinacija D. Vektor geomagnetnog polja T sa horizontalnom ravni x0y zaklapa ugao u vertikalnoj ravni. Ovaj ugao nazivamo inklinacija I. Projekcija vektora T zemljinog magnetnog polja na z-osu naziva se vertikalna komponenta Z, dok je projekcija na horizontalnu ravan horizontalna komponenta H. Ako horizontalnu komponentu H projektujemo na geografski meridijan (x-osa), odnosno upravno na njega (y-osa), onda respektivno imamo sjevernu i istočnu komponentu. Koristeći formule iz sferne trigonometrije, dolazimo do veze izmedju geografskih i geomagnetskih koordinata.

Slika 6. elementi Zemljinog magnetnog polja

OSNOVNI PRINCIPI MAGNEĆENJA MATERIJALA

MAGNETIZAM NA NIVO ATOMA

Na osnovu elektromagnetske teorije magnetno polje nastaje usljed kretanja naelektrisanih čestica. U samom atomu dolazi do stvaranja magnetnog polja iz dva izvora i to:

- usljed rotacije negativno naelektrisanih čestica (elektrona) oko svoje ose;- usljed njihove rotacije po orbitama oko jezgra atoma. Odatle možemo da kažemo atom posjeduje

magnetni moment spina (rotacija elektrona oko svoje ose) i orbitalni magnetski moment (rotacija elektrona oko jezgra atoma).

Slika 6. magnetizam atoma

Orbitalni magnetski momenti se u čvrstim tijelima međusobno poništavaju usljed interakcija magnetskih polja susjednih orbita. Osim toga, unutar atoma rotirajući elektroni formiraju ljuske sa različitim energetskim nivoima, u kojima se nalaze parovi elektrona u suprotnim elektronskim spinovima. Odatle slijedi da su nosioci magnetizacije samo nespareni elektroni, koji mogu da se nalaze u okviru bilo kojeg energetskog nivoa.

MAGNETNA SUSCPTILNOST

Magnetska suscebilnost je značajan magnetski faktor nekog materijala na sonovu kojeg se može da zaključi u kolikoj mjreti je neki materijal magnetičan. Da bi ispitali da li neki materijal sadrži nesparne elektrone ili ne, na njega ćemo da dejstvujemo spoljašnjim magnetskim poljem izazivajući pri tome interakciju između dva magnetna polja i momenta. Odnos intenziteta magnetizacije (J), koji je nastao u materijalu , i jačine spoljašnjeg polja (H) zove se apsolutna suscebilnost

χ = J / H

Na osnovu ovoga sve suscebilnosti možemo da podijelimo na:

- dijamagnetske supstance koje ne sadrže nesparene elektrone. Kada na ove supstance dejstvuje spoljašnjim poljem dolazi do rotacije njihovih ele. orbita i stvaranja magnetnog momenta. Indukovani magnetizam ovakvog tipa se gubi odmah pri prestanku dejstva spoljašnjog polja.

- paramagnetske supstance koje sadrže nesparne elektrone. Kod ovih supstanci prilikom dejstva spoljašnjeg magnetnog polja moment spina zauzima pravac paralelan dejstvujućen polju.

Magnetska suscebilnost zavisi od mnogo faktora, ali ih možemo generalno svrstat u četiri grupe i to: - mineraloški – geološki i ostali faktori.

MINERALOŠKI FAKTORI

Količina feromagnezijskih frakcija – magnetska suscebilnost je direktno proporcijonalna sadržaju feromagnezijskih frakcija u nekom materijalu (stijeni ili formaciji).Faktor veličine zrna - magnetska suscebilnost je obrnuto proporcijonalna veličini zrna, odnosno smanjenja veličine čestice, u velikoj mjeri smanjuje efektivnu suscebilnost.

GEOLOŠKI FAKTORI

Toplotni efekat – sa povećanjem temperature kontinualno se povećava i permabilnost magnetičnih matreijala, sve dok se ne dostigne ona temp. polslje koje nastupa smanjenje permabilnosti.Naponi – sile koje utiču na stvaranje planina, rasjedanje i nabiranja utiču i na namagnetisanje stjena što najčešće znači i promjenu intenziteta magnetizacije.Strukturni pokreti – geološka aktivnost često može da izazove oštre deformacije i prevrtanje ležišta ili dajkova.Raspadanje – magnetizacija opada sa povećanjem porasta raspadanja i to kada se magnetit pretvara u limonit i hematit.Postoji još geološkig faktora kao što su: metamorfizam, koncentracija, položaj pločastih koncentracija (pad i pravac), topografija.

METEROLOŠKI FAKTORI

Munje – struje velike jačine koje nastaju pri atmosferskom pražnjenju izazivaju jaka magnetna polja. Ova polja utiču na lokalno magnetisanje ogoljenih stijena. Kao što je prikazano na slici 6,7,8 i 9.

Slika 6. Slika 7.

Slika 8. Slika 9

MAGNETNA MERMABILNOST

Magnetna permabilnost je još jedan magnetski parametar matrijala i definše se kao lahkoća sakojom magnetni fluks može da uspostavi u nekom materijalu i izražava se po formuli:

μ = B / H gdje je:

B – gustina magnetnog fluksaH – intenzitet spoljašnjeg magnetnog polja.

Ako je permabilnost nekog materijala manja od permabilnosti vazduha (μvazduha=1), ili ako je μ<1, onda je materijal dijamagnetičan. Kada supstanca pokazuje permabilnost veću od vazduha (μ>1), za taj materijal kažemo da je paramagnetičan, a kada ja μ>>1, onda se ona naziva feromagnetična.

VARIJACIJA ZEMLJINOG MAGNETNOG POLJA

Poznato je da se elementi Zemljinog magnetnog polja mogu da mjere odgovarjućim instrumentima na svakoj tački na Zemljinoj površini. Takva mjerenja koja su vršena na različitim tačkama u dugom nizu godina, pokazuje da se vektor magnetnog polja mijenja. Analize Zemljinog magnetnog polja u dužem periodu pokazuju da egzistira jedan postojan, nepromjenjiv dio na kojem se razlikuju promjene geomagnetnog polja sa periodom od oko 11 god. Postojani dio izazivan promjenjivim poljima različitih amplituda, faza i perioda.

Glavno magnetno polje Zemlje je zbir polja homogeno namadnetisane Zemlje i polova.Promjenjivi dio magnetnog polja potiče od uzroka u dubljim i gonjim slojevima Zemljine kore kao o polja nastalog usljed sunčeve aktivnosti, zračenja, magnetnog polja Sunca, sunčevog vjetra i slično. što se vidi na slici 10.

Slika 10.

Zapažano je da su amplitude promjenjivih polja znatno manje od intenziteta glavnog magnetnog polja, a periode su od nekoliko godina do desetih dijelova sekunde. Ako u različitim tačkama na Zemljinoj površini posmatramo amplitude frekfencija karakteristike i morfologiju varijacija Zemljinog magnetnog polja, uočavamo odstupanje. Zbog toga je više naučnika pokušalo da utvrdi kriterije klasifikacije varijacija geomagnetnog polja, mada je ovo pitanje i do danas ostalo otvoreno. Na slici 11. je prikazano gravitaciono polje Zemlje.

Slika11.

MAGNETSKE BURE

Magnetske bure su aperiodične i podpuno neprevidljive varijacije Zemljinog magnetnog polja. Mogu nastati iznenadno (mag. bure sa iznenadnim, naglim, početkom – SSC bure) i da izazovu tako naglu promjenu intenziteta polja ( i do 500 nT za manje od jednog sata) da se terenska mjerenja moraju obustavit. Ako se promjene polja dešavaju postepeno i traju od nekoliko do dva dana, onda su to magnetske bure sa postepenim početkom (G bure) odlikuju se globalnim karakterom. Magnetske bure su uslovljene izuzetno jakim procesima, koji se dešavaju na suncu (Sunčeve erupcije ili kako ih kosmolozi još zovu „Protuberance“), pri kojima Sunce izbacuje u kosmički prostor moćne flukseve naelektrisanih čestica što se može vidjeti na slici 10 i 12.

Slika 12.

Kao što je dokazano na zapadnim institutima jake magnetne bure mogu da prouzrokuju jake glavobolje u tom području gdje se trenutno dešavaju.

GEOMAGNETSKA ISPITIVANJA (MJERENJA)

Geomagmatska mjerenja izvode se na Zemljinoj površini (na terenu ili laboratoriji) i iz vazduga. Rezultati se koriste:

Određivanje perspektivnih zona za formiranje nafte, kao što je određivanje mjesta gdje se nalaze antiforme ili vijenci sastavljeni od granita, gnajseva, škriljaca ili podzemne intruzije magmastih stijena, kao i metamorfnih stijena.

Pri proučavanju rasjeda. Rješavanja različitih problema u rudarstvu. Indirektno za pronalaženje nemetaličnih minerala. Određivanje starosti stijena ili kompleksa

TERESTRIČKA GEOMAGNETSKA MJERENJA

Terestrička geomagnetska mjenja se izvode sa ciljem da se odrede anomalijske vrijednosti elemenata/komponenti magnetnog polja Zemlje. Pri tome najčešće se određuje:

Anomalija modula vertikalne komponente magnetnog polja Zemlje i Anomalija modula vektora magnetnog polja Zemlje

Terestrička geomagnetska mjerenja izvode se po mreži tačaka ili po mreži trasa profila koji mogu da budu osnovni i vezni. Osnovni profili postavljaju se upravo na očekivanu pružanju. Svaka ima adekvatnu numeraciju. Na veznim profilima tačka mjerenja obilježavaju sa rimskim brojevima i odgovarajućom dužinom na profilu (npr. I/100, I/200, ...). Za osnovne profile važi pravilo da se tačke mjeenja obilježavaju arapskim brojevima (npr. 1/100, 1/200,.). U slučaju povezivanja osnovnih i vezanih profila, obilježava se 1/0-I/0, 1/200-II/90, ...

Prije početka mjerenja na terenu određuje se mjesto bazne tačke. Vodi se račun da bazna tačka bude na homohenom tlu i to na samom ispitivanom prostoru ili u njgovoj neposrednoj blizini. Na mjestu koje smo odabrali postavljaju se tri tačke (A,B,C) na međusobnom rastojanju od 10m u obliku jednakostraničnog trougla. Izabrano mjesto se smatra zadovaljajućem u pogledu homogenosti tla ako se očitanje instrumenata na trima tačkama ne razlikuju za više od 10nT. Mjerenja na baznim tačkama se izvode najmanje u tri kruga. Bazne tačke se povezuju sa najbližim tačkama I reda na kojim se takođe mjerenja ponavljaju najmanje tri puta. Procedura povezivanja sa tačkama I reda kvalitetno je urađena ako se vrijednost na svim ponovljenim tačkama ne razlikuje od nekoliko nT. Kad se geometrijska tačka I reda nalazi na tlu ili u neposrednoj blizini ispitivanog terena tada se bazna tačak postavlja na geometrijsku tačku I reda i time se izbjegava procedura povezivanja. Da bismo izračunali vrijednost normalnog polja na baznim tačkama najčešće koristiomo Gausov metod sferne harmonijske analize.Obrada mjerenih vrijednosti vrši se svakodnevno nakon vraćanja ekipe sa terena. Izrada plana trase profila i karte anomalijskog područja obavezno se vrši u toku terenskih radova. Ocjena tačnosti mjerenja vrši se na osnovu ponovljenih mjerenja na najmanje 5% od ukupne vrijednosti na osnovu srednjeg kvadratnog odstupanja i ono ne smije da iznosi više ±10%.

PALEOMAGNETSKA ISPITIVANJA

Paleomagnetska ispitivanja bazirana su na svojstvu stjena da posjeduju magnetsku memoriju tj. da „pamte“ karakter magnetnog polja Zemlje momentu stvaranja. Tako je omogućeno da na indirektan način sudimo o promjenama geomagnetnog polja tokom geološke historije. Geofizičari su ovaj „dar“ iskoristili da rezultate paleomagmatskih ispitivanja tumače sa različitih geoloških aspekata i da ih pripisuju različizim geološkim procesima. Magnetizacija kojom se odlikuje stjenski materijal sastoji se od dvije komponente:

Reamentne magnetizacije (RM) koju stijena stiče u procesu stvaranja i koja „pamti“ pravac i intenzitet ambijentalnog magnetnog polja Zemlje. i

Indukovane magnetizacije koju stiče kasnim djelovanjem geomagnetnog polja.

Prirodna reamentna magnetizacija (NRM) je zbir RM koje neka stjena posjeduje u trenutku kada je uzrokovana a pre bilo kakvih laboratorijskih analiza.Primarnom magnetizacijom naziva se RM koja odražava komponente magnetnog polja Zemlje u vremenu stvaranja stijene, dok se pod sekundarnom magnetizacijom stvaraju reamentne magnetizacije stečene nekim od postupaka u vremenu koje slijedi. U zavisnosti od procesa magnećenja razlikujemo više vrsta reamentne magnetizacije.

1. Termoreamentna magnetizacija (TRM) Magmatske stijene formiraju se iz magme hlađenjem i kristalizacijom počevši od temperature koje su 1000 ºC i više. Proces hlađenja se odvija uporedno sa različitim fazama kristalizacije mineralnih zrna u magmi. Pri tome za paleomagmatska ispitivanja od posebne važnosti su oksidi željeza. U toku hlađenja feromagnetske čestice prolaze krivu temperrature Tc koja se približno nalazi u intervalu 600 ºC do 400 ºC. Tu dolazi do spontane magnetizacije feromagnetičnih frakcija i u intervalu od 30 ºC do 60 ºC neposredno ispod ove temperature vrši se orijentacija većine magnetskih domena u pravcu ambijentalnog polja. Opisani proces se naziva totalna termoreamentna magnetizacija a intenzitet zavisi od količine kao i krive temperature.

2. Hemijska reamentna magnetizacija (CRM)Najveći značaj CRM je kod sedimentnih stijena kod kojih može da se javi u procesima litogeneze, dijageneze i alteracija. Najčešći način nastanka su oksido-redukcije i kristalizacija. CRM nastala kristalizacijom slična je TRM. Na početku kristalizacije čestice su malih dimenzija. Sa povećanjem zrna dolazi od velikog porasta vremena rekristalizacije i „zamrzavanja“ orijentacije paralelne Zemljinom magnetnom polju u tom trenutku.

3. Magnetizacija sedimentovanja (DRM)Sedimentne stijene stiču reamentnu magnetizaciju taloženjem feromagnetnih čestica koje se orijentišu paralelno ambijentalnom Zemljinom magnetnom poljuu procesu konsoldacije, prije litogeneze.

Magnetski minerlai koji se talože nose informacije o magnetnom polju kakve su stekli u primarnim stijenama.

4. Viskozna reamentna magnetizacija (VRM)Ovu vrstu magnetizacije stijene strču dugim boravkom u magnetnom polju Zemlje koje se mijenja u geološkom vremenu.

5. Nehisterezisna magnetizacija (ARM)Javlja se u slučajevima kada pored Zemljinog magnetnog polja na stijene djeluje još neko magnetno polje ili su izloženi određenom vibracijom.

6. Izotermalna magnetizacija (IRM)To je nestabilna reamentna magnetizacija i indukuje se pri izlaganju stijene ili uzorka (prvenstveno ulboratorijima) izuzetno jakim magnetnim poljima u kratkom vremenu.

OSNOVI ARHEOMAGNETIZMA

Pod arheomagnetiskim ispitivanjem (proučavanjem) podrazumjeva se ispitivanje Zemljinog magnetnog polja na osnovu proučavanja reamentne magnetizacije arheoloških materijala. Pečenjem arheoloških materijla od gline dolazi do sinterovanja i stvaranja feromagnetičnih minerala. Ova magnetizacija održava veličinu i pravac geomagnetnog polja mjesta i vremena gdje je i došlo do pečenja. Opisani fenomen nam omogućava da na osnovu ipitivanja uzorka uzetih sa arheoloških objekata različite starosti pratimo promjene elemenata i intenziteta geomagnetnog polja u u posljednjih deset hiljda godina.Da bismo uzroke mogli pravilno da proučimo potrebno je:

Da prirodna reamentnost bude termostatička, da je formirana u poznatoj epohi i u stalnom magnetnom polju, kao i da je bez naknadnih uticaja namagnetisanja

Da magnetni minerali, koji su sastavni djelovi uzorka nisu pretrpjeli fizičke, hemijske i kristalografske promjene

Da naknadno zagrijavanje u laboratoriji ne izaziva pomenute promjene.

Orijentacija uzorka na terenuOrijentacija se vrši na horizontalnoj podlozi. Horizontalnost se postiže gipsovanjem izabranih djelova objekta određenih dimenzija, a provjerava se libelom na kompasu. Ovaj potez je prikazan na slici 13.

Slika 13.

AREOMAGNETSKA ISPITIVANJA

Aeromagnetska ispitivanja predstavljaju vid geomagnetske prospekcije iz vazduha. Osnovna prednost ovakvih ispitivanja je brzina ispitivanja regionalnih prostora kao i mogućnost primjene u terenima koji su teško pristupačni za terenska ispitivanja (okeani, pustinje, džungle, viskoe planine itd.). Koriste se u ispitivanjima rudnih ležišta, magmatskih zona. Za detekciju dubinskih razloma, pri geotermalnim i drugim regionalnim istraživanjima. Dana jedna od mogućnosti jeste za pronalaženje masovnih grobnica na našim prostorima.Aeromagnetska ispitivanja izvode se iz helikoptera i iz aviona (slika 14.a 14b.). Ispitivanja iz helikoptera se koriste za prostore manjih dimenzija, dok su ispitivanja iz aviona brža i efikasnija i generalno daju kvalitetniju intepretaciju (smanjuje se uticaj smaetnji).

Slika 14.a Slika 14.b

Pri ispitivanjima koja se izvode iz helikoptera senzorski dio instrumenta se postavlja na kraj dugačkog kabla (oko 30m). Njega helikopter vuče ispod i iza sebe u konstrukciji poznatom pod imenom „ptica“, što se vidi na slici 14.a. Kod ispitivanja iz aviona senzori se nalaze u specijalnom nastavku koji se nalazi iza repa aviona, takva konstrukcija se naziva „žoka“ (na slici 14.b je prikazana jedna druga izvedba ali je slična navedenoj razlikuje se u tome što je kod ove verzije nalti senzor ispod „trbuhu“ aviona). U obadva slučaja cilj je da se senzori udalje od aviona/helikoptera da se umanji efekatmagnetskih poremećaja izazvanih radom motora ili turbina.

ELEKTOMAGNETNE METODE

Postoje mnoge metode a ovdje ćemo navesti samo neke od njih kao što su: Metoda turAM Metoda s pomičnim odašiljačem VLF metoda Telurska metoda itd.

METODA TURAM

Naziv ove metode izveden je iz švedskog izraza „twa ram“, što znači dva okvira. Kroz dugački vodić koji se često postavlja u obliku pravougaonoka, pušta se struja s frekfencijom od nekoliko stotina herza u sekundi (slika 15.). nastalo elektromagnetno polje može se mjeriti do udaljenosti od 1km do vodića. Kao izvor struje služi generator naizmnjenične struje.

Slika 15.

Elektromagnetno polje na površini može se rastaviti u tri dijela, to jest njegovo nastajanje je izazvao: Indukcijom od struje koja teče kroz kabel Indukcijom od struje koja teče kroz homogeno podzemlje Indukcijom od struje koja teče kroz dobro vodljive materijale (rude, voda, gline, itd.)

I dok prva dijela uzrokuju stvaranje elektromagnetnog polja s blagim i postupnim pomjenama, treći dio uzrokuje stvaranje naglih promjena koje se nazivaju anomalijama i koriste se za otkrivanje ležišta.Na terenu se mjeri promjene amplituda i faza elektromagnetnog polja odnosno mjeri se količnik amplituda i razlika faza dviju susjednih tačaka međusobne udaljenosti 20-40m.Elektro magnetno polje inducira u navojima prijemnih zavojnica izmjenične napone. Nakon pojačavanja oni se kompenziraju jedan prema drugom a kao nul instrument služi mikroampermetar ugrađen u aparaturu. Kompenzacija se obavlja naizmjeničnim okretanjem potenciometra amplitudnog i faznog dijela, dok rezultat na mikroampermetru ne bude na minimumu. Rezultat na skalama instrumenta tada pokazuje količnik amplituda i razliku faza.Ako su obje zavojnice postavljene vodoravno mjeri se vertikalna komponenta elektromagnetnog polja.Ova metoda se najčešće koristi za istraživanje ležišta metalnih ruda sulfida, a ređe za ležišta vode i gline.

METODA S POMIČNIM ODAŠILJAČEM

Slika 16. postanak ele.magnetne anomalije

Ova metoda je slična metodi Turam. Primjenjuje se za istraživanja dobrih vodića koji se nalaze razmjerno manjim dubinma, zbog toga su instrumenti i oprema jeftini. Mjerenje se obavlja postupkom kompenzacije sličnim kao metoda turam, a mjerene se realne i imaginarne komponente ele.mag. polja. Vrijednosti su izražene u postotku od vrijednosti koje bi se dobile na istoj udaljenosti odašiljača na homogenom terenu. Postanak nanomalije objašnjen je na slici 33. usljed djelovanja primarnog polja u vodiću se indukuje struja koja stvara sekundarno polje. Na strani odašiljača (tačka R1) sekundarno i primarno su istog predznaka i zbrajaju se na drugoj strani su različitog predznaka (tačka R2) i poništavaju se zbog čega nastaju anomalije poput one na slici.

VLF METODA

Naziv ove metode dolazi od engleskog izraza „Very Low Frequency“ vrlo niska frekfencija. Metoda se zasniva na magnetnu komponentu elektromagnetnog polja generinarog vojnim radio odašiljačem velike snage, koji su namjenjeni za veze na velike udaljenodsti, zbog čega koriste razmjerno nisku frekfenciju od 15 do 30 Hz.Antena se sastoji od vrlo dugačkog upravnog kabla od nekoliko stotina metara. Snaga odašiljača često premašuje 300 kW. Takva antena odašilje vodoravno magnetno polje s linijma polja u obliku

koncentričnih krugova. U dobro vodljivim, strmo nagnutim tijelima dolazi od indukcije struja, koja stvra slabo sec. ele.mag polje. Najjača indukcija se pojavljuje ako je vodić usmjeren prema odašiljaču, te okomito siječe linije ele.mag. plja.Neki VLF instrumenti mjere nagib glavne ose i zakrivljenost elipse dok drugi mjere vertikalnu i horzontalnu komponentu ele.mag. polja.

TELURSKA METODA

U OVOJ METODI KORISTE SE PRIRODNE STRUJE IZAZVANE TOKOM ELETRONA OD Sunca, rotacijom Zemlje i drugim uzrocima. Ove struje zahvaćaju debljine stijena i gotovo cijelu površinu Zemlje, a nazivaju se telurskim strujam. Telursko polje je red veličine 10 mV/km, neposredno se mjeri njegova veličina i smijer, zbog čega se opažnja provode na baznoj tački i na stajlištu profila. Omjer površine elipse i površine kruga označava telursku anmaliju na pojedinoj tački. Anomalije ukazuju na povećanu gustoću struje, što je prouzročeno približavanjem površini loših vodića koji mogu biti solne dome, krečnjaci ili graniti. Budući da ova metoda iam veliki dubinski zahvat primjenjuje se katkad u istraživnju ugljikovodonika.

MAGNETOTELURSLA METODA (MT)

Može se reći da ova metoda je proširena verzija telurske metode. Ona uključuje usporedbu amplituda i faza telurskog i ele.mag. polja, okje nastaje usljed toka telurske struje. Ele.mag. polje, promjenjivo magnetno polje, i električki potencijal, telursko polje intenzivno se mijenja tokom vremena ali odnos telurskih i ele.mag. promjena ovisi o otpornosti materijala.Mjerenje električnog polja može se lahko izvesti ali je mjerenje ele.mag polja veoma težak zadatak. Za mjerenje napona koriste se depolarzirajuće elektrode postavljene na razmaku od nekoliko stotina metara, za dublje prodiranje barem 500m kao bi se odstranile lokalne promjene. Za ele.mag. mjerenja koriste se osjetljivi magnetometizasićenja i magnetomeri bazirani na supervodljvosti pri niskim temperaturama kao što je AX 200 (slika. 17). MT metode omogućavaju istraživanja velikih dubina bez zazvlačenja dugačkih kabela. Istraživnjea se mogu provesti do dubina od nekoliko desetak pa do nekoliko stotina kilometara. Poajva slojeva vrlo niske otpornosti ne izazivaju osobite teškoće, za razliku od geoelektričnog sondiranja.

Slika 17. (magnetometar AX 2000)

MAGNETOMETRIJSKI INSTRUMENTI(INSTRUMENTI ZA MJERENJE ELEMENATA „KOMPONENTI“ MAGNETNOG POLJA ZEMLJE

Magnetometrijski instrumenti su uređaji koji se koriste za određivnje elemaenata i komponenti magnetnog polja Zemlj, kao i magnetnih polja koja stvraju geološka tijela.

Osnova za konstruciju ovih instrumenata su dvije fizičke pojve: Amperov zakon i Faradej-Maksvelov zakon

Na osnovu pomenutih fizičkih pojva magnetometrijske instrumente klasificiramo na:1. klasa magnetomerijskih instrumenata koja obuhvata insrumente koji se sastoje od stlnog magneta koji mijena svo položaj u zavisnosti od pravca i veličine dejstvujućeg mag. Polja. 2. klasa kvantnih instrumenata čine je instrumenti čije su konstrukcije i rad zasnovane na procesima koje objašnjvaju kvantna fizika.3. klasa indukcionih instrumenata koju čine tri grupe:

prva grupa indukcioni uređaju grupa zasnovana na suprerprovodnosti grupa magnetoopičkih insrumenata

PROTONSKI MAGNETOMETRI

40-tih godina proslog stoljeća dokazano je da jezgro atoma vrši slobodnu prescesiju oko magnetskih linija sila što su konstruktori iskoristili da naprave protonski magnetometar.Protonski magnetometar je danas našao veliku primjenu u procesu izvođenja geomagnetskih ispitivanja. Zahvaljujući velikoj tačnošću mjerenja korisit se u procesu aeromagnetskih ispitivanja kao i za mjerenje gradijenta vektora geomagnetnog polja. Osnovni nedostatak je protonskog magnetometra satoji se u nemogućnosti mjerenja intenziteta geomagnetnog polja pri naglim promjenama vrijednosti T, kaoi u prostorima u kojima jegradijent mag. polja veći od 100 nT/cm. U takvim slučajevima mora da se čeka na tačkama u kojima se mjerenje vrši da se sistem stabilizuje. Na slikama su prikazani neke izvedbe gravimatara od raznih proizvođača.

Slika 18. (Gravi metar A10)

Slika 19 (earth data logger pr6-34)

Slika 20. (Magnetic Pig Tracking Equipment)

Slika 21. (Spam 3)

ZAKLJUČAK

Vidjeli smo kako je važnaa magnetosfera koja okružuje našu plavu planetu, zahvaljujući njoj mi imamao jedan pouzdani štit protiv opasni luktra violetnih zraka okje emituje Sunce. Zahvaljujuće magnetosferi ultra violetni zraci ne padaju na površinu zemlje a ako bi to bio slučaj došlo bi isparavanja svih voda na površini naše planete. Upozanli smo se kako pojednine metode su pouzdane kada je pitanje istraga za određenim mineralnimsirovinama kao sto je nafa.

Gravimetrijske metode

SADRŽAJ

UVOD............................................................................................................................1

Gravitaciono polje Zemlje..........................................................................................2Redukcije sile teže......................................................................................................7Popravka za visinu i redukcija za slobodan vazduh................................................8Popravka za sloj i Bugeova redukcija.......................................................................9Popravka za uticaj reljefa..........................................................................................11

METODE MJERENJA UBRZANJA SILE TEŽE.........................................................13

Dinamičke metode mjerenja sile teže......................................................................14Klatna..................................................................................................................14

Balistički instrumenti.................................................................................................15Slobodan pad tijela..............................................................................................15

Statičke metode mjerenja ubrzanja sile teže...........................................................16Gravimetri............................................................................................................16

MATEMATIČKO - FIZIČKE OSNOVE INTERPRETACIJE ANOMALIJA GRAVITACIONOG POLJA.........................................................................................19

Zapreminska masa (gustina) stijena........................................................................19Gravitaciono polje tijela pravilnog oblika................................................................20

IZOSTATIKA................................................................................................................20

OBRADA REZULTATA GRAVIMEITRIJSKIH ISPITIVANJA....................................22

Matematičko modeliranje..........................................................................................22Primjena računara pri obradi rezultatata gravimetrijskih ispitvanja.....................23

INTERPRETACIJA REZULTATA GRAVIMETRIJSKIH ISPITIVANJA......................24

Izučavanje oblika Zemlje...........................................................................................24Izučavanje građe Zemljine kore................................................................................25Primjenja gravimetrijskih metoda za rešavanje geoloških problema..................26

Rješavanje opštih geoloških problema................................................................26

ZAKLJUČAK...............................................................................................................33

LITERATURA..............................................................................................................34

SADRŽAJ....................................................................................................................35

UVOD

Pod prospekcijskom primjenom gravimetrijskih metoda podrazumjeva se tehnika mjerenja polja teže na Zemljinoj površini i korišćenje podataka dobijenih na taj način u cilju ukazivanja potpovršinske strukture. Gravimetrijskim metodama se kvantitativno istržuje prirodno polje gravitacione sile.

Fizička osobina potpovršinskog materijala koja izaziva značajne ili prognozne anomalije sile teže je gustina. Potrebno je da su uticaji, izazvani razlikom gustina potpovršinskog materijala dovoljno veliki da bi došlo do izražaja pored postojećih bliskopovršinskih, topografskih i regionalnih uticaja. Osim gustine na vrijednost sile teže utiču i geografska širina, nadmorska visina, gravitaciono privlačenje Sunca i Mjeseca i drugi faktori za koje je potrebno vršiti korekciju prilikom mjerenja vrijednosti sile teže.

Osnovna tri tipa instrumenata koji se koriste pri gravimetrijskim mjerenjima su klatno, torziona vaga i gravimetar. Napretkom tehnike stalno se usavršavaju instumenti za mjerenje gravitacije u smislu njhove praktičnosti, preciznosti i sofisticiranosti. Naročito su usavršeni gravimetri koji se najviše koriste pri gravimetrijskim mjerenjima od navedenih instrumenata.Razvojem računarske tehnike znatno je olakšana obrada podataka i interpretacija rezultata gravimetrijskih ispitivanja.

Rezultati gravimetrijskih ispitivanja mogu da se primjene u različitim oblastima, kao na primjer, za izučavanje oblika Zemlje, za izučavanje građe Zemljine kore i kao najvažniji aspekt, u istraživanju ležišta mineralnih i energetskih sirovina i strukturno-tektonskom definisanju istražnog prostora.

Gravitaciono polje Zemlje

Na materijalnu tačku, koja se nalazi u Zemlji ili na njenoj površi, djeluje više sila usmjerenih u različitim pravcima:

sila privlačenja Zemlje (gravitacija), centrifugalna sila izazvana rotacijom Zemlje isile privlačenja ostalih nebeskih tijela.Mjera Zemljinog gravitacionog polja je sila koja djeluje na jediničnu masu koja se u gravimetriji naziva silom teže, a označava sa g jer je brojno jednaka ubrzanju.Sila kojom jedno tijelo djeluje na drugo

data je Njutnovim zakonom Gravitacije:

F=G(m1m2)/r2

Gdje je:F-sila privlačenja između dva tijelaG-univerzalna gravitaciona konstantam1m2-masa dva tijela

r-udaljenost između središta mase tijela (m)

Sila privlačenja na tijelo sa masom m1 masom tijela m2 je data drugim Njutnovim zakonom:Slika 1. Sile koje djeluju na materijalnu tačku koja se nalazi na površini Zemlje ili u njenoj unutrašnjosti

F=m1 a

Gdje je:a-ubrzanje tijela mase m1 pri gravitacionom privlačenju tijela mase m2

Izražavanjem a iz druge jednačine i uvrštavanjem prve jednačine u drugu dobivamo:

a=Gm2/r2

Za Zemljino gravitaciono polje je:

a=gm2=M (masa Zemlje)r=R (Udaljenost posmatrane tačke od centra Zemlje)

S toga je:

g=GM/R2

Slika 2. a) Gravitaciona sila između dva tijela je direktno proporcionalna njihovim masama a obrnuto proporcionalana kvadratu njihovih rastojanja(r). b) Opšte ubrzanje (a) tijela m1, koje se nalazi na površini Zemlje (m2) izazvano privlačenjem Zemlje (F). c) Ubrzanje tijela koje se nalazi na rastojanju (r) od Zemljine površine, a izazvano je gravitacijom.

Slika 3. a) Masa Zemlje (m) i radijus do središta Zemlje (R) određuju graviaciono ubrzanje tijela na i oko Zemljine površine. b) Ubzanje ne uzimajući u obzir masu objekta koji se privlači. c) Tijela koja se nalaze na Zemljinoj površini (radijus R 1) imaju veće ubrzanje od onih koja se nalaze na odrđenoj udaljenosti od Zemljine površine (radijus R2).

Gravitciono ubrzanje na zemljinoj površini varira od 9,78 m/s2 na ekvatoru do oko 9,83 m/s2 na polovima. Manje ubrzanje na ekvatoru u poređenju sa ubrzanjem na polovima uzrokovano je kombinacijom djelovanja tri faktora:

1) Komponenta centrifugalne sile (predstavljena proizvdom kvadrata ugaone brzine (ω2) i poluprečnika rotacije (najkraće rastojanje od ose rotacije i posmatrane tačke na površini Zemlje)) koja je maksimalna na ekvatoru i ravna nuli na polovima.2) Radijus po ekvatoru (6378 km) je zbog rotacije veći nego na polovima (6356 km)3) Zona ekvatora ima veču masu (direktna posljedica drugog faktora).

Neka bude napomenuto da prva dva faktora smanjuju gravitaciono ubrzanje na ekvatoru dok ga treći povečava. To uzrokuje pomenuti deficit gravitacionog ubrzanja na ekvatoru od 0.05 m/s2 u odnosu na polove.Jedinica kojom se izražava gravitaciono ubrzanje su najčešće miligali (mGal) gdje je :

1 Gal=1 cm/s2=0,01 m/s2

S toga je:1 mGal=10-3 Gal= 10-3 cm/s2=10-5 m/s2

.

Dakle, pomenuto odstupanje gravitacionog ubrzanja iznosi oko 5000 mGal od ekvatora prema polovima

Slika 4.

Na gravitaciju takođe utiču slijedeći faktori: Zemljini magnetni polovi i magnetno polje Tri četvrtine Zemljine površine su prekrivene vodom-naši okeani. Plima i oseka, izazvane

mjesečevim gravitacionim privlačenjem, takođe se mijenjaju svake godine. Rotiranje Zemlje oko svoje ose postepeno se usporava. Kao uzrok gubitka te brzine putanja Mjeseca udaljava se za tri centimetra od Zemlje svake godine. Ovo ima za posljedicu direktan uticaj na plimu i oseku kao i na gravitaciono polje Zemlje. Jedna stvar uzrokuje drugu.

Kako je Mjesec mnogo manji od Sunca on je takođe i mnogo lakši, s toga je Sunčev efekt na plimu i oseku kao i na Zemljino gravitaciono polje mnogo značajniji.

Lednici, onakvi kao na Grenlandu i Antartiku pritiskaju Zemljinu koru koja se nalazi ispod njih. Promjenama u ovim Ledenim kapama, takvim kao smanjivanjem njihove veličine, kroz duže vremensko razdoblje mijenja i gravitaciono polje. (slika 5.)

Raspravljati o prouzrokovanim komplikacijama zahtijeva pažljivo proučavanje.

Slika 5. faktori koji djeluju na gravitaciju

Ove godine je planirano lansiranje prvog Explorera čija bi misija bila posvećena mjerenju Zemljinog gravitacionog polja i modeliranje Geoida sa ekstremno visokom preciznošću i specialnom rezolucijom (slika 6.)

Slika 6. Impresivna slika GEOCE-a (Gravity Field and Steady-State Ocean Circulation Explorer)

Geoid bi bio definiran Zemljinim gravitacionim poljem i površinama jednakog gravitacionog potencijala.Glavni zadaci misije su:

Određivanje anomalija gravitacionog polja sa preciznošću od 0.000001 m/s2

Određivanje Geoida sa preciznošću 1-2 cm.

Istaživački centri NASA I GRACE (German Aerospace Center Gravity Recovery and Climate Experiment) zajedno su realizovali naučni projekat, određivanje do sada najpreciznije mape gravitacionog polja Zemlje.

Slika 7. Anomalije u Zemljinom gravitacionom polju

GRACE je, zasad, najnoviji alat za proučavanje okeanske cirkulacije i njihovih efekata na klimu. To je u mnogome unaprijedilo naša saznanja o gravitacionom polju a time i razumjevanje okeanske cirkulacije koja jako utiće na vrijeme i klimu. Modeli gravitacionih anomalija prije GRACE-a sadržavali su tako velike greške koje su veoma bitne karakteristike činile nejasnim. GRACE donosi tačno stanje okeana u veoma oštrom fokusu tako da bolje možemo posmatrati okeanske fenomene koji imaju veliki uticaj na oblike atmosferskog vremena i globalne klimatske promjene.

Redukcije sile teže

Ako imamo u vidu da se gravimetrijska mjerenja vrše na topografskoj površini ili na površnii mora, jasno je da su tačke na različitim apsolutnim visinama i da se rezultati takvih mjerenja ne mogu direktno porediti. Tako, na primer za tačku na vrhu topografskog uzvišenja merena vrijednost ubrzanja sile teže g, biće manja nego na obali u nivou mora g0 jer je tačka na uzvišenju dalja od Zemljinog centra gravitacije. Na površi mora, vrijednost ubrzanja sile teže g2, biće takođe manja nego na obali u nivou mora jer je gustina vode manja od gustine Zemljine kore.

Slika 8. a) Povečanjem udaljenosti od Zemljine površine smanjuje se gravitaciono ubrzanje za oko 0,308 mGal sa svakim metrom visine. b) Gravitacija na većim kotama je manja (g) nego na manjim kotama. c) Korekcija za slobodan zrak računa se za produženi radijus do tačke posmatranja povećanjem visine od nivoa mora.

Osim problema mjerenja na različitim visinama, javlja se i problem mjerenja na različitim geografskim širinama. Međutim, kod rješavanja geoloških problema na manjim prostorima najčešće se koriste slijedeće popravke za redukciju sile teže:

1. popravka za visinu - naziva se još i popravka za slobodan vazduh zato što pri preračunavanju normalne vrijednosti sa površine elipsoida na nivo tačke posmatranja smatramo da nema nikakvih masa između ova dva nivoa;

2. popravka za sloj - popravka se uvodi za uticaj sloja beskonačnog pružanja, visine od površi referentnog elipsoida do, tačke posmatranja i gustine o. Ova popravka, naziva se Bugeova popravka;

3. popravka za reljef u okolini tačke posmatranja - popravka se računa kada se gravimetrijska ispitivanja izvode u terenima sa izraženom topografijom pri čemu se mjerena vrijednost koriguje zbog uticaja masa koje se nalaze iznad, tj. njihovog nepostojanja ispod nivoa svođenja, čime se dobijaju vrijednosti sile teže takve kao da smo mjerili na ravnom terenu;

4. popravka Preja - popravka se računa u slučajevima kada se mjerenja izvode ispod mora ili u podzemnim rudarskim prostorijama kada treba, sračunati uticaj masa iznad tačke posmatianja.

Uvodeći različite popravke, dobijamo razne gravimetrijske anomalije kao na primer: Fajove (Fay) anomalije kada se računa popravka za visinu i popravka za reljef u okolini tačke posmatranja; zatim Bugeove (Bouguer) anomalije kada se osim ovih uvodi i popravka za sloj itd.

Fajove anomalije koriste se najčešće u geodeziji gjde se gravimetrijski podaci koriste za izučavanje oblika Zemlje, dok su Bugeove anomalije najpogodnije kod gravimetrijskih ispitivanja za izučavanje geološke građe ispitivanog prostora.

Popravka za visinu i redukcija za slobodan vazduh

Popravka za visinu računa se kao gradijent po "normali“ pri redukciji normalne vrijednosti sile teže na nivo tačke posmatranja uz pretpostavku da između ovih tačaka nema nikakvih masa.

Često korišćen izraz za ovu popravku je "popravka za slobodan vazduh", mada nije sasvim adekvatan, jer i vazduh ima masu, doduše sa nemjerljivim gravitacionim efektom. Međutim u praksi je ovaj izraz odavno prihvaćen u domaćoj i stranoj terminologiji i literaturi.

Gt

S obzirom da pri računanju ove anomalije nisu uzete u razmatranje mase koje se nalaze između tačke posmatranja i površne geoida, jasno je da će veličina anomalije biti u srazmjeri sa visinom tačke posmatranja i to direktno proporcionalno: anomalija će u dolinama imati manje vrijednosti nego u planinskim regionima. Ovakav efekat Fajovih anomalija nije pogodan za njihovo korišćenje u geološkim istraživanjima gde objekat od interesa može da bude potpuno maskiran uticajein realne topografije, naročito u terenima sa izraženim reljefom.

Radi eliminisanja ove nepovoljnosti i isticanja efekata izazvanih uticajima geoloških masa, neophodno je uvesti još neke popravke.

Popravka za sloj i Bugeova redukcija

Slika 9. Opšti oblik profila gravitacione anomalije za slobodan vazduh preko područja povećane i smanjene mase.

Mase koje se nalaze između tačke posmatranja i površine geoida, a čije uticaje nismo uzeli u obzir kod računanja popravke za visinu, povećavaju vijrednost sile teže koju mjerimo na površini reljefa.

Uticaj ovih masa može da se sračuna, u prvom približenju, kao uticaj horizontalnog sloja beskonačnog prostiranja i debljine h.

Granična vrijednost uticaja sloja debljine h koji se pruža, teorijski, u beskonačnost je:

Δgs=2πγσh

Ili poslije zamjene brojnih vrijednosti:

Δgs=0,4193σh

Slika 10. Standardne vrijednosti Bugeove popravke. a) Na kopnu, redukcija gustine (ρ) obično se uzima kao +2,67 g/cm3 b) Na moru, redukcija gustine (-1,64 g/cm3 ) je razlika između gustine morske vode (1,03 g/cm3 ) i gustine stijena (2,67 g/cm3 ) koje leže ispod mora. Debljina ploće je jednaka dubini vode (hw)

Ukoliko je gustina sloja 2,67 g/cm3, što predstavlja srednju gustinu litosfere, popravka će da ima brojnu vrijednost:

Δgs(2,67)=1,1953h (μms-2).

Popravka za sloj često se naziva i Bugeova popravka. Ova popravka smanjuje vrijednost popravke za slobodan vazduh za oko jednu trećinu.

Suma popravki za slobodan vazduh i Bugeov sloj čini popravku koja definiše Bugeovu anomaliju:

Δgh=gm - go + (3,086 - 0,4193δ)h

Bugeova anomalija je znatno pogodnija za definisanje raspodjele gustina u Zemljinoj unutrašnjosti nego što su to Fajove anomalije jer je kod Bugeovih anomalija njihova zavisnost od visine tačke posmatranja daleko manja.

Pri računanju Bugeovih anomalija vel ik i značaj ima gustina Bugeovog sloja. Ako je gustina sa kojom se računa manja od realne, anomalije će imati direktnu korelaciju sa oblikom reljefa terena. Pri odabranoj većoj gustini, korelacija sa reljefom biće obrnuta.

Slika 11. Korelacija Bugeovih anomalija sa oblikom reljefa terena

U terenima sa izraženim reljefom, uvođenjem popravke za Bugeov sloj odstupa se od realne situacije jer se usvojilo da je gornja površina sloja horizontalna, što u stvarnosti nije slučaj. Zato je potrebno uvesti još jednu popravku.

Popravka za uticaj reljefa

Gravitacioni uticaj reljefa u neposrednoj okolini tačke posmatranja može da se uoči na slici 12.

Slika 12. Uticaj reljefa na mjerenu vrijednost ubrzanja sile teže.

Pod uticajem sile privlačenja koje izaziva topografsko uzvišenje (gt), odnosno njene vertikalne projekcije (gt'), mjerena vrijednost se smanjuje i zato se popravka za uticaj reljefa mora dodati mjerenoj vrijednosti. Isto se odnosi na dolinu koja je ispunjena vazduhom i koja takođe dovodi do smanjenja mjerene vrijednosti ubrzanja sile teže. Iz ovog razloga, popravka za okolni reljef ima uvjek pozitivan znak.

Zbog nepravilnog oblika reljefa, teško je tačno sračunati uticaj masa koje formiraju reljef na tačku posmatranja. U cilju efikasnijeg računanja koriste se različite približne metode.

Metod srednjih visina za određivanje topografskog uticaja, zasniva se na podjeli okolnog prostora oko tačke posmatranja na koncentrične zone i njihovoj podjeli na sektore radijalnim pravcima. Uticaj masa reljefa u oblasti tako dobijenog segmenta (slika 13) računa se za prizmu sa trapezoidnom bazom i visinom koja je jednaka prosečnoj visini datog segmenta. Prosječna visina određuje se slobodnom procjenom sa karte.

Slika 13. Određivanje srednje visine u segmentu

Posle podjele prstena vertikalnim radijalnim ravnima na n zona, uticaj svake zone izračunava se po jednačini:

Za svaki segment određuje se prosječna visina i računa se gravitacioni uticaj po navedenoj formuli.

METODE MJERENJA UBRZANJA SILE TEŽE

U današnje vrijeme na Zemlji se svakodnevno izvode hiljade mjerenja sile teže u najrazličitijim uslovima: na površi reljefa, na moru, u podzemnim rudarskim radovima, u bušotinama kao i u svemiru oko planeta Sunčevog sistema. Razlozi ovako brojnih mjerenja leže u činjenici da se rezultati tih mjerenja koriste za rješavanje najrazličitijih problema naučnog i praktičnog značaja. Najširu primjenu ova mjerenja imaju za izučavanje geološke građe, istražnog prostora, kao i za istraživanje mineralnih i drugih sirovina, čime se uvrštavaju u jednu od metoda primenjene geofizike. Rezultati gravimetrijskih mjerenja imaju veliku primjenu i u geodeziji za izučavanje oblika Zemlje i za računanje popravki kod određivanja razlika visina u geodeziji. Postoji još niz oblasti primjene gravimetrijskih podataka kao što su astronomija, astronautika, metrologija i drugo.

Sve postojeće metode mjerenja mogu da se podijele na dinamičke i statičke.

Dinamičke metode su one kod kojih se posmatra kretanje tijela pod dejstvom sile teže a neposredno se mjeri vrijeme neophodno telu da prede iz jednog fiksiranog položaja u drugi.

Statičke metode su one kod kojih se posmatra promjena ravnoteže tijela pod dejstvom sile teže i neke sile koja joj se suprotstavlja, a neposredno se mjeri linearni pomak ili promjena ugla položaja toga tijela. Sila koja se suprotstavlja sili teže može da bude sila opruge, torzija niti, membrane i dr.

Za dinamičke metode mjerenja sile teže, koriste se sledeće fizičke pojave: oscilovanje klatna pod dejstvom sile teže, slobodan pad tijela.

Slika 14. . a)Apsolutna gravitacija je tačno ubrzanje sile Zemljine teže . b)Re lativna gravitacija predstavlja razliku ubrzanja sile teže (gΔ) na jednom mjestu (g1) u odnosu na drugo mjesto (g2)

Dinamičkim metodama, u zavisnosti od načina

mjerenja, mogu da se odrede apsolutne vrijednosti ubrzanja ili razlike ubrzanja sile teže između dvije tačke (sl. 14.). Statičkim metodama određujemo samo relativne vrijednosti (odnosno razlike) sile teže.

Za dinamičke metode koristimo balističke instrumente i klatna, a za statičke koristimo gravimetre.

Dinamičke metode mjerenja sile teže

Klatna

Klatnom se naziva svako tvrdo tijelo koje slobodno osciluje oko horizontalne ose. Matematičko klatno predstavlja materijalnu tačku mase m obješenu o neistegljivu i bez mase nit dužine l (slika 15). Maksimalni otklon klatna je u tački B i taj položaj naziva se amplitudom klatna.

Ako je amplituda klatna mala onda će da bude:

gdje je T-.period oscilovanja klatna, a ostale oznake su date na slici . Iz ovog izraza lako se dobija ubrzanje sile teže:

Obzirom da je nemoguće da se ostvare uslovi za mjerenje matematičkim klatnom, mjerenje sile teže vrši se fizičkim klatnom. Fizičkim klatnom (slika16.) naziva se svako kruto tijelo koje slobodno osciluje oko horizontalne ose. Apsolulne vrijednosti sile teže, određivane su klatnima na mnogim tačkama zamljine površi. Apsolutna vrijednost sile teže iznosi:

g=9812740 ± 30 (μms-2).

Mada je tehnika u međuvremenu napredovala, tačnost mjerenja klatnima ne može da se bitnije poboljša zbog niza faktora koji utiču na rezultat mjerenja: izduženje klatna pod dejstvom vlastite težine, otpor u tački oslonca, labilnost postolja, određivanje dužine, uticaj temperature, pritiska, vlažnosti i drugo.

Balistički instrumenti

Slobodan pad tijela

Kada je mjerenje vrlo kratkih vremenskih intervala sa napretkom tehnike dostiglo tačnost od 10' s, veliki značaj za određivanje apsolutnih vrijednosti sile teže dobio je metod slobodnog pada tijela ili balistički metod. Ovaj metod zasniva se na zavisnosti od vremena t za koje tijelo prevali put dužine s pri slobodnom padu pod dejstvom sile teže. Zakonitost je definisana jednačinom:

s= gt2/2

odakle dobijamo da je

g=2s/t2

Na osnovu ovog izraza, zaključujemo da bi bilo dovoljno izmjeriti dužinu puta s slobodnog pada tijela i vrijeme t za koje tijelo pređe put s. Međutim, teško je ostvariti uslov da tijelo ima početnu brzinu jednaku nuli (slika 17).

Slika 17. Ubrzanje tijela od početnom brzinom V0 u vremenu (T = 0) do brzine Vt (T = t) pri slobodnom padu sa udaljenosti z.

Slika 18. Princip mjerenja vremena kod instrumenata sa slobodnim padom.

Relativna greška određivanja ubrzanja sile teže može da se otkloni tako što se tijelo posebnim uređajem baca u vis i registruje se vrijeme za koje ono pređe određeni dio puta pri kretanju naviše i isti dio puta pri slobodnom padu (slika 18).

Ako je s dužina tog dijela puta, t1 vremenski interval između prolaza tijela kroz donji položaj (t1

=T4-T1) i t2 vremenski interval između prolaza tijela kroz gornji položaj (t2=T3-T2), ubrzanje sile teže će da bude:

U ovom slučaju relativna greška određivanja ubrzanja sile teže jednaka je relativnoj greški određivanja dužine s. Ovaj metod mjerenja ima i drugu prednost: sila kojom se izbacuje tijelo uvis i koja dijeluje na brzinu njegovog kretanja, ne utiče na vremenske intervale t1 i t2.

Statičke metode mjerenja ubrzanja sile teže

Gravimetri

Za mjerenje razlika ubrzanja sile teže danas su u širokoj upotrebi gravimetri. Ovi instrumenti, koji su zasnovani na statičkom principu mjerenja sile teže, konstruisani su na različitim tehnološkim osnovama, ali se svi odlikuju istom tačnošću i sličnim tehničkim karakteristikama. Savremeni gravimetri su lahki, portabilni, odlikuju se visokom tačnošću i efikasni su u radu. Sve ovo dovelo je do njihove vrlo široke upotrebe u praktičnoj primjeni u mnogim naučnim oblastima, a najviše pri gravimetiijskim ispitivanjima koja se bave geološkom djelatnošću. Najveći broj gravimetara u današnjim uslovima obezbjeđuje tačnost do (0,10 - 0,20) μms-2, a specijalni gravimetri čak do 0,05 μms-2. Vrijeme trajanja mjerenja gravimetrom na jednoj tački iznosi najviše 3 minuta što znači da produktivnost zavisi najvećim dijelom od rastojanja mjernih tačaka i od načina transporta instrumenata. Sam proces mjerenja je vrlo jednostavan.

Podjela gravimetara prema namjeni:kopnenimorskiaerogravimetribušotinskispecijalni

Prema tipu konstrukcije, gravimetri se dijele na:gasni gravimetri gravimetri sa tečnošću mehanički gravimetri

FG-5 and FGL Absolute Phone Gravimeter Air sea gravity system IIGravimeter Slika 19. Neki tipovi gravimetara

Slika 20. CG-5 Autograv Gravity

Meter

Slika 21. A-10 Outdoor Absolute Gravimeter Slika 22. FGP Absolute Gravimeter

Slika 23. Mjerenje gravimetrom na terenu

Na slici 23, prikazano je mjerenje gravimetrom na terenu, a postupak mjerenja ubrzanjasile teže je uprošćen i traje nekoliko minuta. Efektivni broj mjerenja je uslovljen

brzinom kretanja između tačaka na kojima se mjerenje izvodi.Gravimetrijska mjerenja izvode se u cilju rješavanja različitih geoloških zadataka: od

izučavanja dubinske građe Zemljine kore do istraživanja rudnih tijela. U zavisnosti od postavljenog zadatka, gravimetrijska ispitivanja mogu da budu regionalnog ili detaljnog karaktera.

Regionalnim ispitivanjem dobijamo kartu gravitacionog polja širokog prostora, čime se dobija predstava o prostiranju regionalnih geoloških struktura, a zatim se na osnovu toga izdvajaju perspektivni prostori za dalja detaljna ispitivanja.

Detaljna ispitivanja sprovode se u cilju istraživanja rudnih ležišta, manjih geoloških struktura i direktno rudnih tijela. Ova ispitivanja takođe se koriste kod istraživanja naftnih ležišta pri čemu se ovi rezultati koriste zajedno sa rezultatima drugih geofizičkih ispitivanja za kompleksnu interpretaciju.

Gravimetrijska ispitivanja mogu da se sprovode na povišima i duž profila.Kod mjerenja na površinama, raspored mjernih tačaka je uglavnom ravnomjeran.Ispitivanja duž profia koriste se u slučajevima kada je uzročnik gravimetrijskih anomalija većih dimenzija u jednom pravcu (dajkov, žice, rasjedne zone i slično). U takvim slučajevima, pravci profila su okomiti na pravac pružanja strukture.

MATEMATIČKO - FIZIČKE OSNOVE INTERPRETACIJE ANOMALIJA GRAVITACIONOG POLJA

Zapreminska masa (gustina) stijena

Osnovni uslov za uspješnu primjenu gravimetrijske metode radi izučavanja geoloških odnosa je postojanje razlika gustina stijenskog materijala na terenu gdje se vrše ispitivanja. Proizvod razlike gustina i zapremine nazivamo suficit ili deficit mase i taj parametar je od odlučujućeg značaja za primjenu metode.

Zampreminska masa (gustina) homogenog materijala izražava se kao odnos mase i zapremine:

σ=m/V

Međutim, u prirodi praktično ne postoje homogene stijenske mase. U opštem slučaju, u njima su prisutne sve tri faze: čvrsta, tečna i gasovita. Gustinom stijene, u tom slučaju, nazivamo odnos ukupne mase svih faza prema ukupnoj zapremini.

Gustine nekih magmatskih stijena prikazane su u Tabeli 1.

Tabela 1.

Stijena Gustina (g/cm3) Stijena Gustina (g/cm3)

Granit 2.56 Dacit 2,73

Sijenit 2,62 Dijabaz 2,95

Andezit 2,68 Gabro 2,95

Granodiorit 2,70 Bazalt 2,98

Diorit 2,81 Peridotit 3,20

Kod gravimetrijskih ispitivanja, neophodno je da se zna gustina stijena u njihovom prirodnom stanju i u uslovima prirodne vlažnosti. Ako je poroznost mala, što je karakteristično za magmatske i metamorfne stijene, može da se uzme da je njihova gustina praktično jednaka odnosu mase čvrste faze i zapremine.

Mineralni sastav stijena bitan je činilac, uz poroznost i vlažnost, za određivanje gustine pojedinih vrsta stijena. Gustine nekih važnijih minerala, koji izgrađuju stijenske mase, prikazane su u Tabeli 2.Kod metamorfnih stijena, koje predstavljaju produkt preobražaja magmatskih i sedimentnih stijena, gustina je određena polaznim materijalom, a takođe i stepenom metamorfizma. Pri ovim procesima, gustina osnovnog materijala može da se i poveća i smanji. Tako, na primer, pri povećanju pritiska dolazi do prekristalizacije Što dovodi do smanjenja zapremine, a time i do povećanja gustine. Dijamant, koji je polimorfna modifikacija ugljenika i koji nastaje pri visokim pritiscima i temperaturama, ima gustinu 3,5 g/cm3 , dok niskotemperaturna modifikacija (grafit) ima gustinu 2,1 g/cm3.

Tabela 2.

Pri nekim procesima metamorfizma nastaje smanjenje gustine, kao što je to, na primer, serpentizacija ultrabazičnih stijena. Kod ovog procesa dolazi doprinosa relativno lakih komponenata (voda, ugljena kiselina), tako da olivin sa gustinom (4,10 - 4,40) g/cm3 prelazi u serpentinit gustine (2,50 - 2,60)g/cm3.Za razliku od magmatskih i metamorfnih stijena, sedimentne stijene imaju relativno veliku poroznost i zato je njihova gustina manja i u direktnoj je zavisnosti od poroznosti.

Gravitaciono polje tijela pravilnog oblika

Anomalije sile teže izazvane privlačenjem mase nekog tijela mogu da se sračunaju ako je poznat položaj, oblik kao i raspored masa toga tijela. Računaju se uticaji tijela homogene mase i pravilnog geometrijskog oblika. Za tijela složene forme, obično se pribjegava dekompoziciji toga tijela na više pravilnih tijela čija će suma da (po zapremini ili površini) odgovara približno početnom obliku.

IZOSTATIKA

Ne tako davno, naučnici su istraživali uticaj visokih planina na otklon klatna kada se pored njih mjerila vrijednost gravitacije. Predpostavljalo se da će zbog povećanja mase okolnih planina biti neophodno vršiti korekciju za dobijenu vrijednost gravitacionog ubrzanja na mjernim mjestima (slika 24). Prilikom čitavog niza gravimetrijskih istraživanja južno od planinskog vjenca Himalaja proračunata je korakcija za silu teže i nanešena na kartu gravitacionih anomalija.

Slika 24. a) Očekivani otklon klatna zbog povećanja mase okolnih planina. b) Stvarni otklon pored Himalaja bio je manji od očekivanog zbog deficita mase ispod planina.

Kasnije je utvrđena sistematska greška. Klatno se nije otklonilo prema planinama u onoj mjeri u kojoj bi se prema proračunima trebalo otkloniti. Ova razlika bila je pripisana deficitu mase unutar Zemlje ispod povećane mase planina. Naučnici su predložili dva objašnjenja koja povezuju utvrđeni deficit mase sa topografijom Himalaja. Pratt je pretpostavio da je zemljina kora sačinjena od blokova različite gustine; te da se blokovi sa manjom gustinom moraju proširiti, odnosno povećati svoju visinu, a time će vršiti pritisak kao tanji blokovi veće gustine (slika 25). Situacija je analogna blokovima od drveta, svaki blok je različite gustine i svaki pluta na vodi. Prema Prattovom modelu osnova (temelj) zemljine kore je ravan, stoga je pritisak na toj površini jednak (dubina kompenzacije). Ta ravna površina po kojoj “plutaju“ kontinentalni blokovi je mantl (omotač). U “zračnom modelu“, blokovi sa istim šrafurama imaju istu gustinu, ali svi oni “plutaju“ na većoj gustini, slično santama leda koje imaju manju gustinu u odnosu na vodu po kojoj plutaju. Osnova zemljine kore, prema tome, je odraz topografije. Područja sa većom nadmorskom visinom (planine) imaju manju gustinu tako da njihovi korijeni koji su u omotaču podižu njihovu težinu kao što voda podiže tijelo plivaća koji se jednim dijelom nalazi u vodi, a jednim iznad vode.

Slika 25. Prattov (a) i zračni (b) model lokalne izostatičke kompenzacije. U oba slučaja pritisak koji djeluje na kontinentalne stubove je jednak na horizontalnoj ravni na dubini kompenzacije.

OBRADA REZULTATA GRAVIMEITRIJSKIH ISPITIVANJA

Matematičko modeliranje

Metode modeliranja za računanje gravitacionog uticaja tijela proizvoljnog oblika naročito su dobili na značaju razvojem računara (slika 26). Naime, kontura proizvoljnog oblika može da se aproksimira nizom pravilnih geometrijskih figura malih dimenzija.

Geometrijske figure mogu da budu različite u zavisnosti od oblika figure: dvodimenzionalna tijela možemo da zamenimo nizom vertikalnih ili kosih rasjeda ili horizontalnim cilindrima različitih prečnika itd, dok

trodimenzionalna tijela možemo da aproksimiramo većim brojem lopti različitih prečnika ili pravougaonim paralelopipedima.

Pri izboru odgovarajuće geometrijske figure, treba imati u vidu da priprema ulaznih podataka za računar ne bude previše složena, sto može da bude slučaj ako radimo sa nizom horizontalnih cilindara, na primjer, jer je potrebno, za svaki od njih, zadati koordinatu njegove ose i poluprečnik.

Primjena računara pri obradi rezultatata gravimetrijskih ispitvanja

S obzirom na veliki broj računskih operacija, koje je neophodno izvesti pri obradi rezultata gravimetrijskih ispitivanja, razumljivo je da je nastala potreba uvođenja računara i u ovu oblast, kako za sam proces računanja, tako i za interpolacije karata i njihovo crtanje na izlaznim jedinicama (ploteri, grafički terminali i dr.). Imajući u vidu ovakav pristup obradi podataka, jasno je da i sama akvizicija na terenu treba da bude na istom nivou, što podrazumijeva digitalni zapis svih relevantnih veličina. Tako, na primer, već postoje gravimetri koji sve podatke na terenu zapisuju u memoriju, a podaci se, po povratku u bazu, mogu lako da prenesu u personalni računar ili prepišu na magnetnu traku. Prvi korak, već smanjuje manuelni rad koji se odnosi na unos podataka. Međutim, čak i pri radu sa gravimetrima koji nemaju digitalni zapis, u mogućnosti smo da koristimo uređaj za prikupljanje podataka koji predstavlja nezavisnu jedinicu sa memorijom. Na taj način, već u prvoj fazi, raspolažemo podacima koji su smešteni u memoriju i sa kojima možemo da vršimo određenu računsku obradu."Kad govorimo o gravimetrijskim ispitivanjima, onda .možemo izdvojiti nekoliko faza koje se odnose na kompjutersku obradu podataka:

1. unošenje mjerenih podataka;2. računanje topografskog uticaja;3. računanje anomalija;4. matematičke transformacije;5. crtanje karata.

Svaka od navedenih faza zahtijeva primjenu određenih paketa programa, tako da se, njihovom adekvatnom primjenom, cijeli proces do interpretacije rezultata, izvodi potpuno automatizovano uz mogućnost djelovanja čoveka u svakoj fazi obrade.Unos podataka mjerenja podrazumjeva unošenje ulaznih podataka u memoriju računara, a to su obično sledeći podaci: broj mjerene tačke, koordinate (pravougle ili geografske), zatim apsolutna visina i apsolutna vrijednost ubrzanja sile teže. Koordinate tačaka mjerenja mogu da se dobiju direktnim očitavanjem sa topografskih karata, ali danas se češće koristi uređaj za digitalizaciju koji je sastavni dio računara. Ukoliko se visine i koordinate tačaka određuju GPS uredjajima (Global Positioning System -Sistem za globalno pozicioniranje pomoću vještačkih satelita), onda i ovi podaci mogu direktno da se unesu u memoriju računara.

Računanje topografskog uticaja je proces koji zahtijeva najveće angažovanje i najviše vremena rada računara. Ova faza predstavlja najkritičniju kariku u procesu obrade, te stoga treba posebnu pažnju obratiti na pripremu i dinamiku izvođenja ovog dijela obrade rezultata.

Računanje anomalija je proces kojim se, matematičkim operacijama, izračunavaju vrijednosti Bugeovih anomalija na osnovu unijetih podataka (visina, mjerena vrijednost ubrzanja sile teže) i sračunatih parametara (topografski uticaj i normalno polje sile teže). U okviru ove faze obrade

podataka, potrebno je opredijeliti se za odgovarajuću gustinu kojom će da se vrši računanje anomalija.

Crtanje karata predstavlja završnu fazu obrade u kojoj se grafički predstavlja sve ono što je u prethodnim postupcima obrade izračunato. Ova faza obrade izvodi se na izlaznim jedinicama računara kao što su grafički terminali, različiti printeri i ploteri.

INTERPRETACIJA REZULTATA GRAVIMETRIJSKIH ISPITIVANJA

Rezultati gravimetrijskih ispitivanja mogu da se primjene u različitim oblastima: primjena za izučavanje oblika Zemlje, za izučavanje građe Zemljine kore i konačno, kao najvažniji aspekt, u istraživanju ležišta mineralnih i energetskih sirovina i strukturno-tektonskom definisanju istražnog prostora.

Izučavanje oblika Zemlje

Još XVII vjeku, razultati prvih gravimetrijskih mjerenja ukazali su na to da su razlike ubrzanja sile teže na raznim tačkama mnogo manje u odnosni na normalne vrijednosti ubrzanja. To je uslovilo predstavu o Zemlji kao tijelu bliskom sferi (slika 27) i istovremeno je ukazalo na to da se gustina u Zemljinoj unutrašnjosti mijenja samo u radijalnom pravcu, odnosno u prvom približenju može da se uzme da se Zemlja sastoji iz koncentričnih slojeva konstantne gustine.

Na osnovu orbita vještačkih satelita dobila su se nova saznanja o globalnom karakteru gravitacionog polja, pa je dobijena mogućnost da se poveća tačnost određivanja spljoštenosti Zemlje. Ekvatorijalno ispupčenje Zemlje ima znatan uticaj na orbitu vještačkih satelita.

Slika 27. Sferni oblik Zemlje

Izučavanje građe Zemljine kore

U današnje vrijeme od velikog je značaja izučavanje građe Zemljine kore, jer je ustanovljeno da postoji veza između građe dubokih dijelova kore i raspodjele ležišta mineralnih sirovina.

Raspodjela sile teže na Zemljinoj povišni uslovljena je njenom građom, prvenstveno korom i strukturama koje je izgrađuju. Korišćenje rezultata gravimetrijskih ispitivanja za izučavanje građe Zemljine kore tijesno je vezano za teoriju izostazije-teorije koja se zasniva na pretpostavci da Zemljina kora pliva na fluidalnoj masi, pri čemu se ravnoteža masa podvrgava hidrostatičkim zakonima.

Slika 28. Uticaj gustine na gravitaciju

Korelacija između visina tačaka i anomalija sile teže zavisi od širine prostora koji se posmatra. Tako, na primer, na manjim prostorima uočava se velika zavisnost visina od anomalija za slobodan vazduh: anomalije u znatnoj mjeri prate reljef. Bugeove anomalije u takvim manjim prostorima pri izboru odgovarajuće gustine, ne pokazuju zavisnost od reljefa.Primjenja gravimetrijskih metoda za rešavanje geoloških problema

Rješavanje opštih geoloških problema

Geološka istraživanja, koja se sprovode radi pronalaženja korisnih mineralnih sirovina, imaju za cilj upoznavanje sa zakonomjernostima građe ispitivanog prostora i rješavanje međusobnih odnosa velikih struktura od kojih zavisi razmještaj traženih mineralnih sirovina. Izučavanje ovih veza je osnovni zadatak regionalne geologije i predstavlja predmet najvažnijeg dijela geološkog kartiranja - izradu tektonske rejonizacije.

Za rješavanje navedenih zadataka, gravimetrija ima vrlo veliki značaj obzirom da se regionalne strukture vrlo jasno sagledavaju na gravimetrijskim kartama u vidu širokih i intenzivnih anomalija.

Pri ispitivanju geosinklinalnih oblasti u regionalnom smislu, gravimetrija rješava slijedeće osnovne zadatke: opštu strukturnu građu prostora, određivanje položaja i međusobnih odnosa tektonskih blokova, izdvajanje krupnijih struktura koje predstavljaju interes za detaljnije gravimetrijske ili druga geofizička i geološka proučavanja.

U gravitacionom smislu, geosinklinalne oblasti karakterišu se intenzivnim regionalnim anomalijama veličine oko 1000 μms-2, kako pozitivnim tako i negativnim. Za većinu krupnih struktura uočava se obrnuta zavisnost: izdignutim geološkim strukturama tipa antiklinorijuma odgovaraju regionalne negativne anomalije i obratno.

Ovakav odnos vezan je sa reljefom dubokih zona Zemljine kore: debljina kore uvećava se u antiklinalnim zonama i smanjuje se u sinklinalnim.

Slika 29. Prikaz intezivnih regionalnih anomalija.

Kad se radi o prostoru ispitivanja čije su dimenzije reda veličine nekoliko desetina kilometara i manje, uočava se direktna zavisnost anomalije od oblika struktura, pri čemu presudnu ulogu ima odnos gustina podloge sedimenata i samog sedimentnog kompleksa. Tako će u prostorima sedimentnih basena da postoje negativne gravimetrijske anomalije, dok će na mestima gde se podloga približava površini terena ove anomalije prelaziti u pozitivne (slika 28). Na taj način, odnosi gustina, do dubine od nekoliko kilometara, imaju najveći uticaj na formiranje oblika gravitacionog polja na ispitivanom prostoru.

Slika 31. Uticaj reljefa na Bugeovu anomaliju

Osnovni faktori, koji utiču na oblik i intenzitet anomalija gravitacionog polja u oblastima platformi, su reljef fundamenta i građa i sastav sedimentnih stijena. Razlike u vrijednosti anomalija su veće ukoliko je fundament izgrađen od kristalastih stijena koje imaju veću gustinu od mezozojskog kompleksa.

Po morfološkim i geološkim osobenostima, gravimetrijske anomalije možemo da podjelimo u tri grupe: anomalije izometrične forme (slika 32) obično odgovaraju masivima intruzivnih stijena i l i metamorfnom kompleksu, linearno izdužene negativne anomalije odgovaraju sedimentnim stijenama taloženim u rovovima i spuštenim djelovima znatno većih dimenzija duž jednog pravca i konačno, anomaije koje se karakterišu porastom vijrednosti u jednom pravcu, što je karakteristično za strme kontakte krupnih bloka undamenta i za duboke rasjede. Određivanje oblika reljefa kristalaste podloge na osnovu rezultata gravimetrijskih ispitivanja predstavlja složen zadatak, pošto je u većini slučajeva gravitacioni efekat kristalina uslovljenrazlikama gustina.

Slika 32. Gravimetrijska anomalija izometrične forme

Ukoliko je fundament pokriven paketom mlađih sedimenata, u nekim slučajevima može da se uoči direktna korelacija između dubine fundamenta i vrijednosti anomalije sile teže. To omogućava da se odredi oblik reljefa fundamenta kao i da se dobiju kvantitativni podaci o debljini sedimentnog kompleksa.

Gravimetrijska ispitivanja u kombinaciji sa geomagnetskim metodama mogu da daju vrlo instruktivne rezultate u otkrivanju magmatskih stijena masivnih intruziva, što ima veliki značaj za metalogenetsko prognoziranje, pošto je veza rudnih ležišta sa intruzijama evidentna. Bazični i ultrabazični magmati izazivaju pozitivne anomalije, dok kiseli magmati izazivaju negativne gravimetrijske anomalije. Ukoliko se na istim mjestima dobiju intezivne geomagnetske anomalije, možemo sa velikom sigurnošću da govorimo prisustvu magmatskih stijena. Na slici 33. je prikazana karta Bugeovih anomalija magmatskog masiva. Masiv je omeđen sedimentima pretežno karbonatima. Na slici se jasno vide gravitacione anomalije na prelazima sa bazičnih (sjever) na kisele (jug), a naročito pri prelazu na sedimentne (istok-zapad) stijene s obzirom da one imaju mnogo manju gustinu.

Slika 33. Otkrivanke magmatskih stijena na osnovu Bugeovih gravitacionih anomalija

Rezultati gravimetrijskih ispitivanja često mogu da budu od vrlo velike koristi za definisanje građe podloge tercijarnih sedimenata u neogenim basenima. Geološke karte, koje daju rasprostranjenje litoloških jedinica na površini terena, ne mogu da daju podatke o dubinskom prostiranju kartiranih članova. To znači da položaj granice izmedju mlađih sedimenata i njihove starije podloge, ne može da se definiše na

Sli

ka 3

4. D

efin

isan

je o

blik

a i d

ubin

e ko

ntak

ta n

eoge

nih

sedi

men

ata

u te

rcij

arni

m b

asen

ima

na o

snov

u ve

like

raz

like

g

usti

na iz

međ

u m

ladi

h se

dim

enat

a i

mez

ozoj

skih

i pa

leoz

ojsk

ih tv

orev

ina

osnovu podataka geološkog kartiranja. Obzirom da mlađi sedimenti imaju znatno manju gustinu od mezozojskih, a naročito paleozojskih tvorevina, primjenom gravimetrijske metode moguće je relativno dobro definisanje njihove granice (slika 34).

Matematičko modeliranje, kod gravimetrijskih ispitivanja, danas nalazi vrlo veliku primjenu pri rješavanju različitih geoloških problema. Najuspešnija primjena ogleda se u računanju dubine do baze neogenih sedimenata u tercijarnim basenima zbog toga što je razlika gustina izmedju mladih sedimenata i mezozojskih ili paleozojskih tvorevina izražena i kreće se i do 0,5 g/cm3. U takvim uslovima, sasvim je moguće relativno dobro i precizno definisati oblik i dubinu kontakta ovih sredina primjenjujući metod gravimetrijskog modeliranja.

35. GMSYS-3D softver za geomagnetno i gravimetrijsko modeliranje

U okviru paketa neogenih sedimenata, izvršeno je izdvajanje dvije sredine koje, predstavljaju seriju miocenskih i pliocenskih sedimenata. Na slici 35. prikazani su rezultati trodimezionalnog gravimetrijskog modeliranja.

ZAKLJUČAK

Pod gravitacijom podrazumjevamo silu međusobnog privlačenja masa koje teže da privuku jednu drugu. Zakon gravitacije ima naročito široku primjenu. On se jednako primjenjuje na kretanje nebeskih tijela kao i diskretnih čestica materije, tako malih da se njihove dimenzije obično mogu zanemariti.

Gravitaciono ubrzanje obično varira od 9,78 m/s2 na ekvatoru do oko 9,83 m/s2 na polovima. Razlike ubrzanja na ekvatoru i polovima uzrokuju određeni faktori kao što su: centrifugalna sila, razlika u dužini radijusa po ekvatoru i polovima te razlikama masa u zonama ekvatora i polova kao posljedica prethodnog faktora.

Lokalne varijacije gravitacione konstante izazvane su drugim faktorima kao što su: nadmorska visina, gustina stijena u datom području, topografija terena i dr. Uvodeći različite popravke, dobijamo razne gravimetrijske anomalije (Bugeove, Fajove i dr.) na osnovu kojih gravimetrijskim ispitivanjima izučavamo geološku građu ispitivanog terena.

Postoje različite metode mjerenja gravitacije, a sve one se mogu podijeliti na dinamičke i statičke. Na osnovu podataka dobijenih ovim mjerenjima, njihove kompjuterske obrade i interpretacije rezultata rješavaju se najrazličitiji problemi naučnog i praktičnog značaja. Najširu primjenu ova mjerenja imaju za izučavanje geološke građe, istražnog prostora, kao i za istraživanje mineralnih i drugih sirovina, čime se uvrštavaju u jednu od metoda primenjene geofizike.

LITERATURA

1) Miroslav starčević & Aleksandar Đorđević, Osnovo geofizike II, Zavod za grafičku tehniku Tehnološko-metalurškog fakulteta, Beograd 1998.

2) J.J.Jakosky,sc.D. Geofizicka istrazivanja, Stampa Izdavacko preduzece “Minerva”, Subotica 1963.

3) Internet:www.nga.comwww.smenet.orgwww.globalchange.umichhttp://pubs.usgs.govwww. gsfc.nasa.gov

ZEMLJOTRESI I STRUKTURA ZEMLJE

SADRŽAJ

1. UVOD

2. ELEMENTI ZEMLJOTRESA I TERMINOLOGIJA U SEIZMOLOGIJI3. VRSTE ZEMLJOTRESA4. PRATEĆE POJAVE ZEMLJOTRESA5. ENERGIJA I INTENZITET ZEMLJOTRESA6. ODERĐIVANJE JĆINE I MJESTA ZEMLJOTRESA7. ODREĐIVANJE FAZA SEIZMIČKIH TALASA NA SEIZMOGRAFIMA 8. KRETANJE SEIZMIČKIH TALASA9. SEIZMIČKA REGIONALIZACIJA

11. TRUSTNE OBLASTI U SVIJETU12. ZEMLJOTRESI NA PROSTORIMA BIH13. HISTORIJSKI ZNAČAJNI ZEMLJOTRESI

14. ZONARNA STRUKTURA ZEMLJE15. SASTAV ZEMLJINE KORE16. SASTAV ZEMLJINOG OMOTAČA17. SASTAV ZEMLJINOG JEZGRA

18. ZAKLJUČAK19. LITERATURA

UVOD

Ploče Zemljine kore koje se sporo pomiču mogu se ukleštiti i zatim iznenada iskliznuti dok se taru jedna o drugu. Takva okliznuća stvaraju snažne vibracije koje nazivamo zemljotresima. Engleski geolog Šon Micel (1724-1767) prvi je 1760. godine izneo zamisao da su potresi talasi koje pokreće pomicanje masa stenja kilometrima ispod površine. Seizmografska proucavanja pokazala su da se talasi zemljotresa pojavljuju kao površinski i kao unutrašnji talasi. Prolaz kroz unutrašnjost je svojevrsna "precica", pa zato unutrašnji talasi prvi stižu do seizmografa. Snaga kojom unutrašnji talasi potiskuju površinske do seizmografa indikacija je o tome koliko je daleko izvor, tj. epicentar zemljotresa. Danas ima više stotina seizmografskih stanica na svim kontinentima, ukljucujuci i Antarktik, a vibracije jačih potresa mogu se otkriti i na velikim udaljenostima, praktično svugde na Zemlji. Nešto od tih potresa može se čuti uhom. Po Prajeru, naše uho je sposobno da osjeti primarne talase od 14 kHz donje granice cujnosti (do 24 kHz gornje granice cujnosti). Ali, to je mali dio mnoštva talasa i sasvim nedovoljan za predviđanje nesreće.

Kod strukture zemlje ćemo vidjeti iz kojih elemenata se satoji zeljina kora,jezgro i omotač. Njenu strukturnu građu na kojima se nalazi dubinama nalaze koje su njihove karakteristike i kojima se brzinama prostiru se seizmički talasi. Kojim metodama se odredili diskontinuitet u zemljenoj kori.

ELEMENTI ZEMLJOTRESA I TERMINOLOGIJA U SEIZMOLOGIJI

Mjesta početnog udara u kome su zemljotresi proizvedeni i odakle se prenose na sve strane naziva se hipocentri. Hipocentri se obično nalaze na relativno malim dubinama (oko 10-16 km) samo rijeđe se javljaju i na znatno većim dubinama (do 700 km). Dio na zemljinim površini gdje se zemljotres najjače osjeti naziva se epicentar. Trusni talas zrakasto se širi od hipocentra u prema svojim karakteristikama dijele se na:

Longitudinalni (uzdužne talase) kod kojih se vibracije čestica stijenovitih masa kreće u smjeru pružanja samog talasa. Označavaju se slovom P gdje se javljaju kao prvi ili primarni talasi.

Transverzalni (poprečni talas) kod kojih se talasanje čestica odvija poprečnu u odnosu na prostiranje talasa. Obilježavaju se sa S (sekundarni) talasi.

slika 1.

Longitudinalni talase se kreću znatno brže (8 km/s) od transverzalnih talasa (6 km/s). Longitudinalni talasi se kreću kroz sva tijela bez obzira na njihovo agregatno stanje kroz sve sfere zemlje. Dok transverzalni talas ne prolaze kroz jezgro.

slika 2. (elementi zemljotresa)

Longitudialni talai zbog svog pravca kretanja prouzrokuju stezanje i rastezanje mase, dok je ova pojava kod transverzalnih povezana gibanjem materija. Prema tome P talasi su talasi kompresije a S talasi distorzije.Seizmički režim predstavlja skup svih zemljotresa u jednoj oblasti posmatranja kroz jedinstva prostora i vremena. Seizmički ciklus predstavlja izmjenu seizmičkog režima u jednoj oblasti u intervalu između dva zemljotres jedne jačine. Na slikama 3. i 4. možemo također vidjeti gdje se nalaze epicentri hipocentri.

slika 3.

slika 4.

VRSTE ZEMLJOTRESA

Zemljotrese možemo podijeliti na načinu njihovog nastanka i dijelimo ih u četiri grupe:

1. tektonski 2. vulkanski3. urvinski4. vještački

TEKTONSKI

Tektonski potresi su najčešći i najjači. Njima pripada oko 90% svih potresa koji se javljaju u Zemlji a neposredno su povezani sa kretanjem blokava duž rasjednih zona. Što je raspon pomjeranja blokova veći snažniji i brži to je potres u litosferi jači, katastrofalniji. Nastanak potresa kao posljedica pokretanja blokova duž rasjednih površina traje najčešće kratko. Dok vlada privremena ravnoteža blokovi su izloženi djelovanjem raznih sila tako da se nalaze u stanju naprezanja i stalne težnje za promjrnom stanja u kome se nalazi.

slika 5. (smicanje blokova)

Pojavom tektonskih potresa nagovještava prva faza slabih talasa koji predhodi glavnom udaru. I za glavnog udara nastaje nova faza u kojoj se blokovi prilagođavaju novoj sredini, u ovoj fazi nastaju potresi manjeg intenziteta ali vremenski protegnuti na dug period.

VULKANSKI

Javljaju se kao posljedice kretanja magme koja izložena jakim pritiskom i visokoj temperaturi vrši istovremeno pritisak i na okolne stijene čime se oslobđa ogromna energija.

slika 6. (nastanak zemljotresa u zoni subdukcije)

ova energija uslovljava pojavu određenih podrhtavanja litosfere a time i pojave potresa. Ovi potresi su lokalnog karaktera (30-50 km od samog vulkana) mnogo su slabiji od tektonskih potresa a njima pripada odo 7% od svih potresa. Na slici 5. je prikazan potres pri subdukciji (podvlačenju) okeanske kore po kontinenalnu.

URINSKI

Urinski (lokalni) potresi nastaju orušavanjem i rušenjem krovnih dijelova podzemnih prostorija pri čemu se ti potresi prenose i na samu površinu zemlje. Ovoj vrsti potresa pripadaju 3% svih potresa.

VJEŠTAČKI POTRESI

slika 7. (izazivanje potresa vještačkim putem)

Vještački potresi se najčešće javljaju u oblastima miniranja i eksplozija u vezi sa radivima u Zemljinoj kori. Ovi potresi su poznati i kao tehnogeni potresi. Na slici 6. se vidi kako se miniranjem mogu izazvati vještačk potresi. Na slici 7. se vidi kako se prostiru talasi u stijeni predpostavimo da se u hipocentru nalazio eksploziv koji smo aktivirali i prouzrokovali potres.

slika 8. (prostiranje talasa)

PRATEĆE POJAVE ZEMLJOTRESA

Pri pojavi svakog zemljotresa javlja se različite pojave karakterističnim ta ovu vrstu zbijanja u litosferii na njenoj površini. Njačešće su tutnjanje i detonacije kao akustične pojave a porednjih se rijetko javljaju druge pojave.

AKUSTIČNE SEIZMIČKE POJAVERegistruju se najčešće u epicentru podsjećaju na eksplozije granata na brujanje kolona kamiona dakle grmlaevine itd. Akustiče pojave oblika tutnjave koje se javljaju bez jakih potresa i time predstavljaju specifična manifestiranje kretanje u litosferi izdvajaju se kao BRONTIDI koji ponekad predhode zemljotresima a nekad se javljaju iza njih.

SVJETLOSNE POJAVERijeđe se javljaju kao pratioci zemljotresa najčešće kao trenutni odsjaj njihova pojava se najčešće dovodi u vezu sa promjenom količine ozona i kisika kao i drugih gasova u atmosferi.

POJAVE VJETRANajtaju usljed izbijanja zapajenih gasova iz rasjednih zona pukotina.

ELEKTRONSKE I MAGNETNE POJAVEJavljaju se kao posljedicejavljanja katastrofalnih zemljotresa a ogledaju se u usmjerenjem magnetne igle galvanometrima

POJAVE DEFORMACIJA RELJEFA ZEMLJEPredstavljaju posljedice djelovanja zemljotresa koje su naročito bitne kod jačih zemljozresa. Vertikalnu deformaciju tla u epicentru kod razornih zemljotresa dostižu negdje i do 10m.

ENERGIJA I INTEZITET ZEMLJOTRESA

Snaga jednog zemljotresa mjeri se i izkazuje na dva načina:

1. Jčina energije koja se javlja u hipocentru mjeri se tzv. Rihterovom skalom, ima 9 stepeni (što se vidi u tabeli 1.) a iskazuje se magnitudom.

2. intenzitet zemljotresa kao posljedica oslobođene energije u hipocentru predstavlja ruširačkiefekat zemljotrea na površini zemlje i iskazuje se raznim skalama od kojih se u evropi primjenjuje MCS i MSK64 skale.

Odnos magnitude i intenziteta u epicentru dobija se empirijskim putem na osnovu ispitivanja većeg broja zemljotresa jedne trustne oblasti. Odnos energije pojedinih stepeni intenziteta pokazuje određene zakonitosti po kojoj svaki viši stepen intenziteta povećava energiju za 5X. skalu za mjerenje jačine podvodnih zemljotresa konstruisao je RUDOLF a kasnije modifikao i objavio SIEBERG ova skala ima 6 stepeni. Odnos MCS i RIHTEROVE skale se vidi na tabeli 2.

UPOREDNI ODNOS MCS I RIHTEROVE SKALEMCS skala Ubrzanje GUTEMBERG-

RIHTEROVA skalaI 2.5 1II 2.5–5 2III 6–10 3IV 11–25 3V 26–50 4VI 51-100 4VII 101-250 5VIII 251-500 6IX 501-1000 6.3X 1001-2500 7.6XI 2501-5000 7.6XII preko 5000 8.6

tabela 2.

MEĐUNARODNA SEIZMIČKA SKALA MCS (MERKALIJ-KANKANI-ZIBERG) Stepe

niF

Nayiv zemljotres

a

Max.ubrzanje

mm/sec

Koefcijent potresa

K

Max. relativna pomjeranj

aX

Karakteristike (skraćeno)

1 Mikroseizmički

potresi

do 2.5 0.0002 - Mogu se osjetiti samo seizmičkim instrumentima

2 Vrlo slabi 2.5-5 0.0005 -Osjećaju se samo izuzetni

naročito samo u višim spratovima zgrada pri

savršenoj tišini3 Slabi 6-10 0.001 0.5 Osjećaju se kao lahki potresi4 Umjereni 11-25 0.002 0.5-1.0 Na otvorenom prostoru ih

osjeti samo neko.

5 Osjetni 26-50 0.0005 0.5-1.0

Nastupa ljuljanje tankih grana na drveću. U zgradana je osjećaj kao da padne neki

težak predmet. Klate se viseći predmeti u zgradama.

Zaustavljaju se satovi sa klatnom

6 Jaki 51-100 0.01 1.1-2.0Svi Ih osjećaju prouzrokuje

opadanje maltera, a mjestimično I lakša ostećenja

zgrada

7 Vrlo jaki 101-250 0.02 2.1-4.0

Prozrokuje štete na slabim i trošnim zgradama. Na

običnim zgradama primjećuju se manje pukotine otpada malter i gipsani ukrasi. U

rijekama jezerima nastaje znatno talasanje i mućenje

voda. Ponekad dolazi do klizišta I odrona.

8 Rušilački 251-500 0.05 4.1-6.0

Jako se luljaju drveća a pojedine grane se lome. Ruše se kamene ograde i pojenini

fabrički dimnjaci. Zgrade savremeno građene pucaju a

često se ruše. U tlu se pojavljuju pukotine.

Pomjeraju se i padaju stubovi.

9 Pustšni 501-1000 0.10 8.1-16.0Izazivaju oštećenja na

aseizmičkim objektima. Kod običnih kod običnih zgrada

rušenja su velika.

10 Uištavajući 1000-2500

0.25 16.1-32.0

Dobro izgrađene drvene zgrade i mostovi se ruše.

Nastaju deformacije tla. Ruše se zgrade i temelji. Prekidaju se vodovodne i kanalizacione, idr. cijevi. Deformišu se nasipi

i brane, krivese željezničke šine, nastaju klizišta i odroni,

prelivanje vode iz rijeka i jezera.

11 Katastrofalni

2501-5000

0.5032.0

Skoro svi kameni objekti se ruše. Masivni operci mostova se razlamaju. Brane se ruše.

Nastaju velike pukotine u zemljinoj kori sa

pomjeranjima horizontalnomi vertikalnom pravcu.

Iskrivaljavaju se nosači mostova.

12Neobično

katastrofalni preko 5000

0.50 -

Teško rusenje svih objekata mjenjaju se korta nastaju vodopadi. Jako se mijenja

površina zemlje, javljaju se klizišta odroni i slične pojave. Pojavljuju se talasi na površini

zemlje.

tabela 1.

ODREĐIVANJE JAČINE I MJESTA ZEMLJOTRESA

Za određivanje zemljotresa u evropi koristi se MCS skala (MERCALI-CANCANI-SIEBERG) koja je prihvaćena 1917 godine od međunarodnog seizmološkog saveza. Osnovni parametri za izdvajanje stepeni svake trusne skale su:

1. stepen oštećenja građevinskih objekata2. deformacijom tla3. promjene u režimu podzemnih voda4. ljuljanje na površini zemlje

u novije vrijeme MCS skala modifikovana je u smislu bližeg definisanja opisa oštećenja objekta a označava se MSK64 skala. Ova skala prije svega počiva na tipu zgrade količine oštećenja grupisanju obilježja ražaranja ponašanju organskog svijeta, pratećim pojavama i pojavama u prirodi.

Određivanje mjesta zemljotresa se vrši pomoću seizmoloških stanica koje se nalaze svugdje u zemlji. Tako kada nastane zemljotres okolne stanice zabilježe to seizmografima i pomocu brzine i izoseista se odredi tačna lokacija zemljotresa. Kao što se vini na sledećim slikama.

slika 9.

slika 10.

ODREĐIVANJE FAZA SEIZMIČKIH TALASA NA SEIZMOGRAFIMA I SEIZMOGRAFI

Najčešća je pojava da se potresi u zemlji i na njenoj površini odvijaju u fazanma:

1. U prvoj fazi koja predhodi glavnom udaru potresa nagovještava dolazak zemljotresa što može ponekad da traje veoma dugo mada su po pravili kratkotrajnii sa malom amplitudom.

2. U drugoj fazi javlja se glavni koji uglavnom traje nekoliko sekundi ili minuta. U ovoj faz se nanoše najveće štete na objektima.

3. U trećoj završnoj fazi (faza smirivanja) potrasa manjeg intenziteta traje do nekoliko minuta do nekoliko mjeseci pa čak i godina.

Sve tri faze se mogu vidjeti na slici 10. i 11.

slika 11.

slika 12.

SEIZMOGRAFI

Seizmografi su instrumenki kojima se bilježi i mjeri jačina potersa. Instrumeni su veoma osjetljivi i zavisno od njihove kalibracije (podešavanja) mogu da se postave da registruju mikro porese kao i makro potrese. Šematski priaz seizmografa biti će prikazan na slici 13. Na slici 14 je prikazan prvi seizmograf kojeg su Kinezi koristili. Na slikama 15 i 16 su prikazane moderne verzije seizmografa. Prvi seizmograf je na prostorima ex Jugoslavije je koristio MOHOROVIĆ 1901 godine.

slika 13. (šematski prikaz) slika 14. (prvi seizmograf)

slika 15. (seizmograf za teren)

slika 16. (seizmogra čvrsto vezan za podlogu)

KRETANJE SEIZMIČKIH TALASA

Dospjevši do površine ili određenih graničnih površina talasi se odbijaju prelamaju i ponovi vraćaju u zemlju. Poslije prvog odbijanja može da se jedan početni talas može da prati kroz sve faze svoga kretanja i transformacija na pratnjim granicama. Kombinacijom faza i kretanja talasa na seizmografima se ispisuju faza njihovog razvija pri čemu se koriste sledeći simboli.

1. Lučni talasi kroz litosferu i mantl pored poznatih P talasa daje razvoj uzdužnih talasa se označava PP (dva puta odbijeni P talas) i ovo važi i za S talase.

2. Talasi koji se odbijaju od jezgra za sve talase koji dospijevaju da jezgra i od njega se odbijaju može se koristiti simbol C.

3. Talasi kroz jezgro osnovni simbol kretanja talasa kroz jezgro je K.

Prostiranje talasa kroz zemlju prikazano je grafički.

slika 17.

TRUSTNE OBLASTI U SVIJETU

Seizmička reonizacija zemljine kore izvršena je na osnovu ranijih i sadašnjih seizmičkih kartiranja te se pouzdano može konstatovati da su trustna područja vezana za mlađe naborane planine kao i za razlome u okeanskim ssredinama. U pogledu seizmičke aktivnosti izrazito ugrožene oblasti su:

1. OBLAST SREDOZEMNOG MORA MORA.Hipocentri na raznim dubinama (10-300km) ispod površine, najveći intenziteti zemljotresa u ovoj oblasti dostiže 10 stepeni MCS skale.

2. OBLAST JUŽNE AZIJE Hipocentri ove oblasti su nešto većim dubinama intenzitet u epicentrima iznosi do 12 stepeni MCS skale.Kao što su: -Turska,-Iran,-Irak,…

3. OBLAST TIHOG OKEANAHiocentri na raznim dubinama od nekoliko km pa do 700000km. Intezitet dostiže i do12 stepeni MCS skale.Na toj oblasti se nalaze: -Java,-Japan,-Korea,-zapadna Amerika.

4. OBLAST ATLANSKOG OKEANAHipocentri ove oblasti se nalaze na malim dubinama i intenziteti ne prelaze 10 stepeni MCS skale.

Na slici 10 se vidi tačno da se svi zemljotresi dešavaju u trustnim oblastima svijeta. Svaka tačka (crna) prestavlaj zabilježeni zemljotres od strana seizmološkis stanica.

slika 18. (crne tačke predsavljaju zemljotres)

Iz pregleda najznačajnijih zemljotresa u svijetu može se zaključiti:

1. da su određene oblasti svijeta izrazito ugrožene pojavom zemljotresai u njima trustovi u kojima se ove pojave često pojavljaju.

2. da su potresi često snažni i katastrofalni sa magnitudom u hipocentruiznad 6 odnosno intenziteta u epicentru preko 8 stepeni MCS skale.

3. da su razaranja velika a time i ljudske žrtve.4. da su posljedice dosta veće nego u ranije vrijeme. Danas se smatra da je

10% stanovništva na svijetu ugroženo od potresa.

ZEMLJOTRESI NA PROSTORIMA BIH

Početak moderne seizmološke istrage na teritoriji Bosne i Hercegovine datira još iz starijih vremena. Prvog januara 1905. godine, u Sarajevu, za vrijeme austro-ugarske uprave, na brdu Grdonj, u specijaliziranoj zgradi koja postoji i danas, uspostavljen je prvi seizmograf (vertikalna komponenta) i počeo je s radom. Sljedećih godina dodana su još dva nova seizmografa (horizontalne komponente). Tako je Sarajevo u početku 20. vijeka imalo najmoderniji seizmološki servis u Evropi za te godine. Na osnovu instrumentalnih podataka, na teritoriji Bosne i Hercegovine, skoro svaki dan, u prosjeku, dese se tri zemljotresa. Njihova jačina je manja od dva stepena po Merkalijevoj skali, i oni su registrovani samo pomoću instrumenata. Jači zemljotresi su i rjeđi. Dubina hipocentara ovih zemljotresa je od 4 do 30 km. Svake godine se desi oko desetak jačih zemljotresa (u prosjeku) koji se mogu osjetiti i koji mogu nanijeti štetu zgradama. Od 1905 godine na ovom području instrumentima je registrovano oko 1161 zemljotres sa magnitudom većom od 4, i jačinom većom od 6 na Merkalijevoj skali. To su bili zemljotresi koji su nanijeli štetu.Na samoj teritoriji grada Sarajeva gotovo svakodnevno se javljaju zemljotresi intenziteta manjeg od III stepena Merkalijeve skale, koje registruju samo instrumenti. Epicentralna područja ovih poresa su Pale, Prača, Hrasno, Trebević, Vučja Luka i Vogošća. Snažniji zemljotresi su relativno rijetki. U toku jedne godine na teritoriji Kantona Sarajevo registruje se u prosjeku oko 100 zemljotresa. Dubina hipocentra se kreće od 4 do 30 km. Od tog broja, svake godine bude dva do tri zemljotresa koji mogu izazvati osjetljivo podrhtavanje tla ili nanijeti manju materijalnu štetu na građevinskim objektima. Od 1900. godine, tj. od kada se na ovom području zemljotresi instrumentalno registruju, zabilježeno je 74 zemljotresa čija magnituda je bila preko 3,0 Rihtera ili intenzitet veći od V stepeni Merkalijeve skale, odnosno to su zemljotresi koji su izazvali materijalne štete ili su odnijeli ljudske živote.Prema raspoloživim podacima, najjači zemljotres koji se osjetio na području grada Sarajeva (a koji je instrumentalno zabilježen) se desio 1962. godine. Epicentar zemljotresa je bio na planini Treskavici oko 30 km južno od centra grada Sarajeva. U epicentru intenzitet ovog zemljotresa je iznosio VIII, a na teritoriji centra grada iznosio je VII stepeni Merkalijeve skale. Uzimajući u obzir ove tektonske i seizmotektonske karte (podloge) kao i kasnija proučavanja seizmičnosti teritorije

BiH utvrđeno je da se područje grada Sarajeva nalazi u zoni između VI I VII stepena MCS skale.

sliak 19. (epicentri u okolini glavnog reada BIH)

HISTORIJSKI ZNAČAJNI ZEMLJOTRESI

Ovdje možemo vidjeti datume velikih zemljotresa od 1969 godine pa sve do 2003 godine. Mjesto, broj žrtvi i stepen po MCS ili Rihteru.

Jedan od najvećih zemljotresa u Evropi zadesio je 15. aprila 1979. Crnu Goru. Potres je razorio mnoga kulturna dobra, a 102 osobe su stradale.

U Skoplju je 26. jula 1963. poginulo 1.070 ljudi dok je zemljotres u Banjaluci 26. i 27. oktobra 1969. odneo 15 života a 1117 osoba je teže ili lakše povređeno.

Prvi zemljoters zvanično zabeležen na teritoriji bivše Jugoslavije je 306. godine razorio Opuzen, dok su još u sećanju mnogih razaranja Skoplja i Banjaluke.

1. septembar 1923. Tokio i Jokohama, Japan, 8,3 stepena, poginulo najmanje 140.000 osoba.

31. maj 1935. Indija, 7,5 stepeni, oko 50.000 mrtvih.

24. januar 1939. Čile, 8,3 stepena, oko 28.000 osoba poginulo.

26. decembar 1939. Turska, 7,9 stepeni, oko 33.000 žrtava.

29. februar 1960. jugozapadna obala Maroka, 5,7 stepeni, oko 12.000 poginulih.

4. februar 1976. Gvatemala, 7,5 stepeni, oko 23.000 mrtvih.

28. jul 1976. Tangšan, Kina, 7,8-8,2 stepena, poginulo oko 240.000 osoba.

16. septembar 1978. severoistočni Iran, 7,7 stepeni, oko 25.000 poginulih.

19. septembar 1985. centralni Meksiko, 8,1 stepn, poginulo više od 9.500 ljudi.

7. decembar 1988. severozapadna Jermenija, 6,9 stepeni, oko 25.000 mrtvih.

21. jun 1990. severozapadni Iran, jačina zemljotesa 7,3 do 7,7 stepeni Rihterove skale, poginulo oko 50.000 ljudi.

30. septembar 1993. Latur, Indija, 6 stepeni, oko 10.000 poginulih.

17. januar 1995. Kobe, Japan, 7,2 stepena, poginulo više od 6.000 ljudi.

30. maj 1998. severni Avganistan i Tadžikistan, 6,9 stepeni, oko 5.000 mrtvih.

25. januar 1999. zapadna Kolumbija, 6 stepeni, poginulo skoro 1.200 ljudi.

17. avgust 1999. zapadna Turska, 7,4 stepeni, 17.000 poginulih.

21. septembar 1999. Tajvan, 7,6 stepeni, 2.400 žrtava.

26. januar 2001. Indija, 7,9 stepeni, najmanje 2.500 poginulih.

25. mart 2002. severni Avganistan, 5,8 stepeni, skoro 1.000 mrtvih.

21. maj 2003. južni Alžir, jačina 6,8 stepeni, poginulo skoro 2.300 osoba.

26. decembar 2003. Bam, jugostočni Iran, jačina 6,5 stepeni Rihrerove skale, pogunulo više od 41.000 ljudi.

ZONARNA STRUKTURA ZEMLJE

Osnovni podatci unutrašnje građe Zemlje bili su postignuti na osnovu izučavanja osobina prostiranja seizmičkih talasa koji nastanu prilikom zemljotresa. Još godine 1914 godine po podacima seizmologije omogućeno je da se ustanovi opšta slika građe Zemlje i približno izračunana brzina rasprostiranja longitudinalnih i transverzalnih seizmičkih talasa. Prema sadašnjim saznanjima Zemlja se sastoji iz tri osnovne ljuske: -kore –omotača (prelazna ljuska) i –centralnog jezgra. Granice između njih određuje se naglim skokom u brzini prostiranja trusnih talasa. Posebno oštri skokovi odnose se na prekide prvog reda, a manje oštre u predjelima prekida drugog reda.

Pomoću seizmičkih talasa su otkrivena i dva diskontinuiteta. Prvi se nalazi neposredno ispod kontinentalne kore i gonjeg omotača nazvan je po otkrivaču Mohorovićev diskontinuiteta. Drugi diskontinuitet se nalazi na dubini od 2886 km i nazvan je Gutenbergov diskontinuiteta.

slika 20 (struktura zemlje)Da bi se dobila potpuna slika građe Zemlje treba dodati kori, omotču i jezgru dodati slijedeće tri zone: atmosferu, hidrosferu i biosferu. Atmosfera predstavlja gasoviti omotač oko Zemlje. Hidrosfera je isprekidan vodeni omotač slatka i slane vode, koji obrazuju okenai, mora, jezera, rijeke. Biosferu predstavlja organska materija raspoređena u hidrosferi i na Zemljinoj kori.

Prema svemu možemo zaključiti da je Zemlja izgrađena od metalnog jezgra,dosta heterogenog silikatnog omotača i heterogene silikatne koe. Na tabeli 3. možemo vidjeti gražu zemle prema (B. Guttembergu i K.K. Bullen). Postoje mnogi naučnici koji su dali svoje teorije o strukturi zemlje. Neki od njih su: -Calder 1972, -Bullen 1953, -Fersman 1928, -Niggli 1928, -Clarke i Washington 19245, -Goldsmidt 1992. Svi ovi naučnici su se slagali da se Zemlja sastoji od jezgra i omotača.

slika 21.

LJUSKA INTERVAL DUBINE

km

INTERVAL GUSTINE

g/cm

UDIO ZAPREMIN

E%

MASA10 g

PUN UDIO MASE

%

KORA (A) 0-33 2.7-3.7 1.55 5 0.8 (A)OMOTAČ (C) (B)

33-400400-1000

1000-2900

3.32-3.653.65-4.684.68-5.69

16.6721.3144.28

6298

245

10.416.441.0

(E)JEZGRO (F) (G)

2900-50005000-51005100-6.371

9.40-11.511.5-12.012.0-12.3

15.16 188 31.5

tabela 3.

SASTAV ZEMLJINE KORE

Srednji sastav Yemljine kore je u stvari sastav eruptivnih stijena, jer je ukupna koli;ina sedimentnih i metamorfnih stijena bezznačajna. Clarke i washingtin su ocijenili da 16 km Zemljine kore sastoji od:

eruptivne stijene 95% orgilošisti 4% pješčari 0.75% krečnjaci 0.25%

sedimentne stijene inače činetanak pokrivač na eruptivnim stijenama. Clarke i Washington koji su izvršili analize na 5159 uzoraka i koje su grupisali prema geografskim oblastima, i iz toga su zaključili da je sastav Zemljine kore u svim oblastima približno jednaki.Iz Clarke i Washingtonovih proračuna srednji sastav iz 5159 analiza uz eliminisanje vode i mikro elemenata.

60.18% 15.61% 3.88% 3.56%

Prema Goldsschmdtu

59.12% 15.82% 6.99% 3.30%

Prem Poldevaart

55.2% 15.3% 5.8% 5.2%

Kontinentalna kora je na dubini 10-30 km. P talasi se prostiru brzinom <5.6-6.3 km/s, zapremina 2.7g/cm . Okeanska kora se nalazi na dubini 6-10 km. Ptalasi dostižu brzinu od 6.4-7.4 km/s. zapremina okeanske kore iznosi 3.0 g/cm .

slika 22.

SASTAV ZEMLJINOG OMOTAČA

Zemljini omotač prostire se između dva prekida prvog reda, gonjeg Mohorovića i donjeg GUtenbergovog prekida. Pruža se do dubine 2.900 gdje sa vanjskim zemaljinim jezgrom. Omotač se dijeli na gonji omotač, koji se pruža od zemljine kore do dubine 400 km, prelaznu zonu koja se pruža od 400 do 1000 i donji omotaž koji se pruža do dubine 2900 (granica Gutenberga).geofizičkim ispitivanjem dobijene su informacije o gustini i elastičnim osobinama omotača. Kasnije loboratorijska ispitivanja dunita, periodita i eklogita su pokazale iste ili slične rezultate sa rezultatima geofizičkog ispitivanja.Temperatura gonjeg omotača, na dubini 50-60 km iznosi 800°C. a već na 1000 km dubine temperatura iznosi 1800°C. u donjem omotaču izvršene su procjene temp. I one se kreću od 2500°C na 200 km, do 2500°C na 2900 km. Brzina seizmičkig talasa u gonjem omotaču iznosi za P talase 8.0 - 8.3 km/s a poslije Gutenbergove zone povećava se na 8.5 km/s. Srednji omotač 11 km/s. Donji 13,6 km/s. na slici 23. gonji omotač je smeđa boja, srednji crvena a doji narandžasta boja.

slika 23. (omotač smeđa-crvena-narandžasta)

SASTAV ZEMLJINOG JEZGRA

Kako je jezgro Zemlje posve nedostupan za proučavanje, podatci o njemu potiču od njegoveve specifične težine, a dijelom od sastava meterorita. Specifična težina jezgra od oko 10.7 teško se može objasniti drugačije već prisustvom teškog metala. Dostignućima geofizike dokazan je žitki – tečni sastav veeg dijela zemljinog jezgra, što proizlazi iz njegove niske viskoznosti, i podataka o brzini i apsorbciji seizmičkih talasa.Novija istraživanja su pokazala da je Zemljino jezgro podiljeljeno u dubini od 5150 km, na spoljašnju i unutrašnju zonu. Predpostavlja se da je spoljašnja zona tečna jer zaustavlja sekundarnr talase «S», dok kroz unutrašnju dosta lahko prolaze primarni «P» talasi, pa se smatra da je ona čvrsta. Na granici ovih dviju zona gustina prelazi od 12.3 na oko 13.37g/cm i odmah zatim u Zemljinom središtu, na dubini od 6.371 km dostiže oko 13.67g/cm . U Zemljinom središtu predpostavlja se da temperatura iznosi 3000°C. Vanjske jezgro se nalazi na dubini 5100 km. Brzin P talasa od 8.1 km/s (W.G.-Disk) do 9.4 km/s. unutrašnje jezgro se nalazi na 6370 km. Brzina P talasa dostiše brzinu 11.3 km/s.

slika 24 (vanjsko i unutrašnjo jezgro)

ZAKLJUČAK

Kroz ovaj tekst smo vidjeli kako se seizmički talasi kreću kroz unutrašnjost Zemlje. Prolazeći kroz nju mogu da budu od koristi kao što je to za ispitivanje unutrašnjosti zemlje, koliko su korisni mnogo su više štetni. Zemljotresi su zadnje vrijeme koštali mnogo ljudskih žrtava i matelijalnih šteta. Kojiko su zemljotresi razarajuću se ne može opisati riječima (slike kažu više nego 1000 riječi).Zahvaljujući geofizici i seizmičkim talasim sad sa tačnošću možemo da predstavimo strukturu naše plave planete. Ova razarajuća moć na slikama je posljedica zemljotresa ili trustova.

LITERATURA

www.ursulatex.dewww.znanje.ogrwww.rg.edu.yuwww.ngceurope.comwww.seismo.uni.kolen.de

«Geohemija»Izet S. Kubat Sarajevo 1997

«Geologija»Amir Baraković Tuzla 2000

«Physical Geology»James S. Monore & Reed Wicander

«Physical Geology»Carla W. Montgomery

Predavanja RGGF Tuzla 2006/07

LITERATURA

OSNOVE GEOFIZIKE II Miroslav Staračević Aleksandar Đorđević Beograd 1998 god

GEOELEKTRIČNA ISTRŽIVANJA Fanjo Šumanovac Zagreb 1998 god

www.macgunell.fiwww.instrumentation.itwww.hansbrand.it