5 GEOELEKTRICKÉ METODY i i i i ! i i Geoelektriokými metodami diferencujeme horniny a geologické útvary podle mérného elektrického odporu, permitivity a polarizovatelnosti. Geoelektrických metod je velký počet, některé z nich mají řadu modifikací (tab. 12).; K děleni geoelektrických metod můžeme přistupovat z různých hledisek. Studované elektromagnetické pole může být stejnosměrné Či střídavé (se širokým spektrem frekvencí), harmonické Či neharmonioké, přirozené či umělé. Lze měřit na zemském povrchu, z letadla, ve vrtu i v báňském díle. Vzhledem k malému rozsahu učebnice se přidržíme zjednodušeného dělení geoelektrických metod na stejnosměrné, elektrochemické a elektromagnetické. i Nejvýznamnější stejnosměrné metody jsou metody odporové, založené na využití modifikovaného Ohmová zákona. Mají dvě varianty: odporové profilování a vertikální elektrické sondování. V prvém případě se s měřicí aparaturou pohybujeme podél profilu a zjišťujeme zdánlivý měrný odpor v konstantní hloubce, ve druhém případě aparaturu umístíme ve vhodně voleném bodě a sledujeme změfiu zdánlivého měrného odporu s hloubkou. Odporovým metodám jsou svými teoretickými jíáklady a technikou terénních měření blízké potenciálové metody. Rozdíl spoěívá v tom, že sledovaným parametrem je elektrický potenciál čí jeho gradient. Metoda nabitého tělesa je z potenciálových metod nej důležitější. ; Významné informace o elektrických vlastnostech hornin a částečně i o jejich látkovém složení poskytují elektrochemické metody. Na jevu spontánní polarizace přirozených vodičů prvého řádu (grafit, sulfidická mineralizace) j je založena metoda spontánní polarizace (SP). Tato metoda je provozně velmi jednoduchá, má však malý hloubkový dosah (do 50 m) a není schopna lokalizovat zrudněni s nepříznivou strukturou vodivé složky. Uvedené nedostatky jsou odstraněny u metody vyzvané polarizace (VP), u níž je polarizace vyvolávána proudovými impulsy uměle. Metoda VP však je provozně náročná. U všech dosud diskutovaných metod je nezbytné galvanické spojení aparatury se zemským povrchem, což zpomaluje terénní měření a vylučuje letecké varianty. U elektromagnetických metod nejčastěji zkoumáme magnetickou složku výsledného elektromagnetického pole. Měření mohou být absolutní Si relativní, jednou nebo dvěma cívkami. Elektromagnetických metod je velký počet, s řadou modifikací a variant. Způsob buzení primárního pole, jeho frekvence a způsob měření výsledného pole závisejí na řešeném problému. Podobně jako u stejnosměrných odporových metod hovoříme i zde o elektromagnetickém profilování a elektromagnetickém sondování. Profilováním vyhledáváme lokální, nehluboko uložené vodiče a mapujeme kontakty hornin s odlišným měrným odporem. Elektromagnetickým sondováním sledujeme změnu měrného odporu s hloubkou. S poklesem frekvence elektromagnetického pole roste hloubkový dosah metody. 69 -3 O Tabulka, 12. Přehled geoelektrických metod Metoda Schéma měření Sledovaný parametr . Použití ve strukturní a ložiskové geologii ■v inženýrské geologii a hydrogeologií Odporové profilování Vertikální elektrické sondování ____i — xp-í (°) W 10* 10s •a 10Q &9r f>, = 8000a m is =7km teoretická křivka I = = ft3== prakticky určenou závislostí měrného odporu qt na odmocnině periody T registrovaných variací pole proložíme teoretickou křivku, která určí parametry prostředí z impedance Z se určí podélná vodivost S sedimentů, z níž je možné při známém měrném odporu určit mocnost kabel vyhledávání rudních žil, impregnačních zón, tektonických linií, mapování vodivých hornin 1,3 1,2 V -'3--T0a- kcsbet 1--777 ///*• zvodnělá ///■'' tektonická linie vyhledávání a mapovaní zvodnělých tektonických linií -J Pokračování tab. 12 Metoda Schéma měření Sledovaný parametr Použití ve strukturní a ložiskové geologii v inženýrské geologii a hydrogeologii Metoda SLINGRAM _<0 (Q m) vypočtený z impedance časová charakteristika přechodového jevu (pVA-i) —< --% + + + + + + +■ ■ruda vyhledávání rudních ložisek, mapování vodivých hornin 5.1 Odporové profilování Teoretické základy odporových metod vycházejí z Ohmová zákona kde U je napětí na vodiči o odporu iř, jímž prochází proud I. Vodič může mít tvar válce či hranolu o průřezu 8 a délce l, takže pro jeho odpor R platí ~$> (5.2). kde q je měrný elektrický odpor. Modifikovaný Ohmův zákon umožňuje zjistit rozložení elektrického potenciálu v homogenním poloprostoru s měrným odporem q, na jehož povrchu je v bodé A zaváděn elektrický proud I (obr. 25). Opíšenie-li kolem bodu A polokoule o poloměru r a r + dr, pak pro odpor kladený proudu I mezi polokoulemi můžeme napsat: R q dr (5.3a) Obr. 26. Odvození potenciálu bodového zdroje pro potenciální rozdíl platí: , „ —Iq dr Integrací výrazu (5.3b) dostaneme: což je vzorec pro potenciál U ve vzdálenosti r od bodového proudového zdroje A. JSleMrický potenciál U je skalární veličina; proto můžeme účinky bodových zdrojů sčítat, eventuálně zjišťovat potenciální rozdíl Ař7 mezi dvěma body. U geoelektrických odporových metod proud I do země nejčastěji zavádíme dvěma proudovými elektrodami A a B, potenciální rozdíl AU měříme potenčními elektrodami M a N (obr. 26). Při měření v terénu, kdy prostor pod zemským povrchem pokládáme za nekonečný poloprostor, jsou mezi elektrodami AB zapojeny zdroj proudu (baterie, generátor) a měřidlo proudu Z, mezi elektrodami MN měřidlo potenciálního rozdílu AU. Teoretickou hodnotu potenciálního rozdílu AU mezi elektrodami MN získáme tak, že s ohledem na znaménko vypočteme v bodě" M účinek elektrod A a B, totéž v bodě N a získané hodnoty odečteme: 76 au = (u$l-u*)-~(u§- tfB)=A(_J---1---L + _L). \ ^AM fM řAN »"BN / (5.5) Při geoelektrickém odporovém mSření zjišťujeme měrný elektrický odpor hornin, který ze vztahu (5.5) můžeme vyjádřit: Q = k-r, (5.6) kde k j e tzv. konstanta uspořádání, 2tt _1___I__1 1 fAM Í"EM f AU" ''BIT (5.7) Obr, 26, Zapojení proudových a potenSníeh elektrod v odporové metodo Obr, 27. Uspořádání elektrod při geoelektriokém odporovém profilování a) dvoubodové potenciálové, b) tříbodové gradientovo, e) symetrické Wennerovo, d) symetrické Sohlunibergerovo, e) kombinované profilování, f) dipólové profilování, g) metoda středového gradientu ///////V/ LU N /A///////\//\///////Y/ \ Ve vzorci (5.6) vyjadřujeme £ v ohm metrech (Ú m), potenciální rozdíl A u v mili-voltech (mV), proud I v miliampérech (mA) a konstantu uspořádání h v metrech (m), V homogenním poloprostoru se odpor vypořítený podle (5,6) rovná skuteč- 77 nemu mernému odporu. Při geoelektrickém odporovém měření v terénu se a homogenním prostředím prakticky nesetkáváme. Vypočtený měrný odpor je ovlivněn rozdíly v odporech geologických objektů, jejich tvarem, uspořádáním elektrod, morfologií terénu a dalšími faktory. Proto hovoříme o zdánlivém měrném odporu a značíme jej qz. Při elektrickém odporovém profilování volíme uspořádání elektrod tak, aby co nejlépe odpovídalo řešenému problému. Příklady uspořádání elektrod jsou na obr. 27. Konstanty pro tato uspořádání vypočteme velmi snadno podle vzorce (5.7). Tak například pro dvoubodové potenciálové uspořádání je konstanta k = 2m"AM; (5.8a) ■ pro tříbodové gradientově uspořádání k = 2tc rAM'rAN ; (5.8b) »"an — J*am pro symetrické Wennerovo uspořádání k = 2tto, (5.8c) kde a = AM = MN = NB; pro symetrické Schlumbergerovo uspořádání A = 2tc—-(5.8d) 2(í-ak — r am) I když princip elektrického odporového profilování je jednoduchý, je nezbytné znát některé zvláštnosti jeho teoretických základů. Tato znalost nám mj. usnadni výběr optimálního uspořádání elektrod z hlediska řešeného problému. Nejjednodušší případ odporové nehomogenity je vertikální kontakt dvou prostředí s odlišnými odpory Qi a q2. Při profilování dvoubodovým potenciálovým uspořádáním nad kontaktem mohou nastat tři případy, (obr. 28a). V prvním jsou obě elektrody v prostředí gi, ve druhém jsou odděleny kontaktem a ve třetím jsou obě v prostředí qz. Teoretické odporové křivky získáme ze vztahů pro elektrický potenciál, dosazením do vzorce (5,6). Hodnoty potenciálu pro uvedené tři případy vypočteme metodou zrcadlení. Pro případ, kdy jsou obě elektrody v prostředí Qi, budeme řešení předpokládat ve tvaru 1 %TZX ^ %Tl{U -X)' pro případ, kdy jsou obě elektrody odděleny kontaktem, %-KX Druhý člen ve výrazu pro ř7x vyjadřuje účinek zrcadlového fiktivního zdroje A', přičemž a je koeficient odrazu. Výraz pro U z obsahuje koeficient ß, označovaný jako koeficient propustnosti. Řešení spočívá v určení koeficientů a a ß. Na rozhraní prostředí s odlišným měrným odporem platí tav. hraniční podmínky: TT TI 1 df/l 1 dU> Ci = Ü2 \x-d> Qi án Qz dn Z první hraniční podmínky nalezneme, že 78 i oi(l + a) = Qzfi. Po výpočtu příslušných parciálních derivací a po dosazení do druhé hraniční podmínky dostaneme rovnici: 1 - « = p. Potom snadno nalezneme Q2 - ei Qz + Qi /? = 1- Qz - gi Q2 + Qí vzduch A země °— Obr. 28. Odporové profilování nad kontaktem a) poloha elektrod vzhledem ke kontaktu při dvoubodovém potenciálovém uspořádání, b) křivky gr, pro dvoubodové potenciálové uspořádání, c) křivky gz kombinovaného a symetrického uspořádání A M Q) IP. A M '//////// 9z ?1 $\ ■Pí -ft řífi Z '//////// 9, c) 79 Koeficient « je obvykle označován kiz, dále je účelné zavést koeficient k2i == — ku. Pro potenciály Z7i a U% pak můžeme psát: = M (±+*»_), (5.9a) 2tt: a? 2n x Analogicky můžeme odvodit /l k2í \ ' \ x + U + x J Po dosazení vztahů (5.9a, b, c) do vzorce (5.6) dostaneme: í? = ei(i + <6-10b) «ř'-4+-BT7)- (5'100) Odpovídající křivky qz jsou na obr. 28b. Bod zápisu je v bodě M. Křivky jsou plynulé, za kontaktem vždy následuje krátký úsek s konstantním qz. Podobným způsobem, jakým jsme odvodili křivky gz pro dvoubodové potenciálové uspořádání, můžeme získat křivky gz i pro tříbodové gradientově uspořádání (MÍT -> O). Křivky qz (obr. 28c) jsou v tomto případe Členitější, kontakt je přesně lokalizován ostrým maximem Si minimem. Nejlepší výsledky poskytuje kombinované profilování, kdy se po profilu pohybují dvě tříbodová gradientova uspořádání. Průměrná hodnota q£ a q£ odpovídá symetrickému Schlumbergerovu uspořádání. V geologické praxi se velmi často setkáváme s vyhledáváním vodivých nehomogenit, zejména při vyhledávání ložisek rud a při sledování tektonických linií. Z hlediska objevitelnosti přirozených vodičů jsou důležité nejen jejich rozměry, tvar a hloubka, ale i volba uspořádání elektrod. Závislost indikace vodivosti na uspořádání elektrod j é schematicky znázorněna na obr. 29. Výraznost indikace vodivosti závisí na míře porušení normálního průběhu proudových linií a ekvipotenciálních ploch. V případě homogenního proudového pole, s nímž se můžeme setkat např. u metody středového gradientu (obr. 29a), je situace jednoduchá pro izometrické vodivé těleso. Proudové Unie se koncentrují do vodiče, takže v jeho okolí dojde ke zředění ekvipotenciálních ploch (dokonalý vodič má na celém povrchu konstantní potenciál). V blízkosti vodiče pak naměříme malý potenciální rozdíl, což vede k poklesu zdánlivého měrného odporu. Podstatně složitější je projev tenké vodivé desky. Je-li umístěna kolmo k proudovým liniím, leží na ekvipotenciální ploše, takže nedojde ke zkreslení normálního pole. Pokud je vodivá deska orientována rovnoběžně s proudovými liniemi, koncentruje se proud do vodiče a zkreslení ekvipotenciálních ploch je maximální. U tenkého vodiče tedy existuje výrazná závislost indikace vodivosti na orientaci vodiče vzhledem k proudovým liniím. Při orientaci vodiče kolmo k proudovým liniím nedojde k poklesu ani potenciálního rozdílu, ani zdánlivého měrného odporu. Při orientaci podél proudových linií poklesne výrazně jak potenciální rozdíl, tak zdánlivý měrný odpor qz. V poli dvou proudových elektrod je situace podobná (obr. 29b). Izometrické vodivé těleso zkreslí proudové pole a projeví se poklesem zdánlivého měrného od- 80 poru. Tenká vodivá deska umístěná v rovině symetrie elektrod A a B leží na ekvi-potenciální ploše a neprojeví se změnou zdánlivého měrného odporu. Je-li umístěna ve vertikální rovině procházející elektrodami AaB, je zkreslení normálního pole maximální, což se projeví výrazným poklesem qz. Z obrázku 29c je patrno, že pro lokalizaci vodiče je velmi příznivé pole bodového zdroje. Jakýkoliv vodič vždy zkreslí průběh proudových linií a ekvi-potenciálních ploch, což vede ke změnám zdánlivého měrného odporu. Mezi proudovou elektrodou a vodičem dojde k zahuštění proudových linií a růstu qz, za vodičem k jejich zředění a k poklesu qz. Obr. 29, Závislost indikace vodivosti na uspořádáni elektrod a) vodič v homogenním proudovém poli, b) vodic V poli dvou proudových elektrod, o) vodic v poli bodového sadroje A Typické indikace odporového profilování nad tenkou vodivou deskou jsou na obr. 30. Nejvýraznější indikaci poskytuje kombinované profilování (obr, 30a). Mírný vzestup odporu na křivce oz je v tom úseku, kde jsou elektrody MN mezi proudovou elektrodou a vodičem. K výraznému poklesu qz dochází, nalézá-li se vodič mezi proudovou elektrodou a elektrodami MN. Šířka minima je shodná s rozměrem uspořádání. Podobné indikace poskytuje i dipólové profilování (obr. 30b). Křivky q2 však jsou členitější. U symetrického Wennerova uspořádání dostaneme výraznou indikaci vodivosti pouze v.tom. případě, kdy jsou elektrody umístěny rovnoběžně s vodičem (obr. 30c). Realizace takového uspořádání je poměrně pracná, navíc musíme předem znát směr vyhledávaného vodiče. S úkolem vyhledávat nevodivé nehomogenity se v geologické praxi setkáváme především při prospekci nerudních ložisek, např. při lokalizaci pegmatitových a křemenných žil. Jako nevodíc se mohou projevovat i rudní žíly, pokud obsahují převážně nevodivou žilovinu a vodivé rudní minerály jsou rozptýleny. Sledování nevodivých hornin, jako jsou keratofyry a křemence, Často umožňuje nepřímou lokalizaci rudních poloh. 81 I při vyhledávání nevodicu závisí výsledek odporového profilování nejen na rozměrech, tvaru a hloubce sledovaného nevodíce, ale také na volbě vhodného uspořádání elektrod. Mapování dostatečně velkých odporových nehomogenit, např. mocných poloh kvarcitůj nečiní potíže a je možné např. symetrickým a kombinovaným profilováním. Projev tenkého nevodiče na odporových křivkách však bývá méně výrazný a může být zastřen rušivými vlivy. Proto je k vyhledávání tenkých nevodicu nej vhodnější metoda středového gradientu (obr. 27g), při níž proudové elektrody zůstávají na místě a po profilu se pohybují elektrody potenění. Na odporové křivce se pak projevují pouze změny odporu v okolí potenoních elektrod. a) Sf V7^777^7^77Z^7777777777777777777 | vodič b) ?i --»•*■ X__—'*"n j**"* **•—a 9 měřické 'íU " I profily N ■J- vodič Obr. 30: Typické indikace odporového profilování nad tenkou vertikální vodivou doskou ' a) kombinované profilování, ■ ■ b) dipólové profitování, o) symetrické Wennorovo profilování s kolmým uspořádáním elektrod Projev nevodivé tenké desky umístěné v homogenním proudovém poli je závislý na porušení normálního průběhu proudových linií a ekvipotenciálnich ploch. Na rozdíl od vodivé desky, kdy k maximálnímu zkreslení dojde při orientaci ve směru proudových linií, je vhodné nevodivou desku orientovat k proudovým liniím kolmo (obr. 31a). Pokud je odpor nevodivé desky vysoký, musí proudové linie nevodiě obtékat, takže v jeho okolí dojde k zahuštění ekvipotenciálnich ploch. 82 Velké potenciální rozdíly, které zde naměříme, pak vedou ke zvýšení zdánlivého měrného odporu. Je-li nevodíc orientován ve směru proudových linií, ke zkreslení normálního pole nedojde a nevodiě se na odporové křivce neprojeví (obr. 31b). Typická indikace nad tenkou nevodivou deskou v metodě středového gradientu * je na obr. 31c. , i i ! 1 - - 't-T--- -T-T-iTt"! t T, l0 H| a) Obr. 31. Zkreslení homogenního proudového pole nevodivou tenkou deskou a) orientace desky kolmo k proudovým liniím, b) paralelní orientace, c) měření metodou středového gradientu nad tenkou nevodivou deskou Terénní odporová měření, ať profilová, či sondážní, jsou poměrně jednoduchá. Do vybavení terénní skupiny patří přístroj na měření napětí a proudu (např. Geska, výrobek n. p. Geofyzika Brno), zdroj proudu, elektrody a kabely. Při měření s malým hloubkovým dosahem postačují jako zdroj proudu baterie, při měření s velkým hloubkovým dosahem (rozestupy elektrod AB % km a více) je zdrojem proudu agregát (spalovací motor s dynamem). 5.2 Vertikální elektrické sondování VES Při studiu oblastí s horizontálně uloženými vrstvami, např. v ropných a uhelných pánvích, je hlavní odporovou metodou vertikální elektrické sondování. Možnosti metody VES jsou závislé na mocnostech jednotlivých geoelektrických vrstev a na velikosti změn odporu na jejich rozhraních. Geoelektrických řezů s horizontálně uloženými vrstvami je řada typů. Nejjednodušší je dvouvrstvý (obr. 32a), složitější jsou třívrstvé (obr. 32b), tiyřvrstvé a vícevrstvé. Teoretické křivky, vypočtené prj různé poměry odporů a mocností vrstev, jsou zobrazeny na dvojitém logaritmickém papíru a sestaveny do nomogramů. Dvojitý logaritmický papír usnadňuje grafickou interpretaci, nebofi porovnáním teoretických a naměřených křivek VES můžeme přímo určit poměry odporů a mocností jednotlivých vrstev (posun naměřených křivek ve směru os odpovídá násobení, rosp. dělení). Podle počtu vrstev a poměru odporů jsou pro křivky a nomogramy volena různá označení. Pro dvouvrstvý elektrický řez máme nomogram „q2", w° třj'-vrstvó máme křivky typu H(Ql > QZ< gs), Q(Qi > Qi > Qi), K{Qí q3), A{ql < Qi < g3) a pro čtyřvrstyé HK{Ql > Qi < Q3 > Q4), HA(Q! > Q2< Oí< Q4) atd. 83 Při interpretaci dvouvrstvého elektrického řezu porovnáme naměřenou křivku VES s nomogramem „g2" (obr. 32c). Úvodní asymptota teoretické křivky nám určí qu koeficient q2}'Qí, (u teoretické křivky, která nejlépe souhlasí s křivkou naměřenou^ umožní výpočet q2 ■ Podle přímky hx odečteme mocnost prvé vrstvy. Spolehlivější výsledky dostaneme v případě, kdy q2 < Qi- o) b) \J í \\ Pí ; 1 7 % ;; - ' Á 1 i !/ J ! M l/l 1 \/\ i AB 1 !W f 11$ , 1 «99 393 199 1 39" 3 ifřlí lijící $$3 19 39 99 oo Oftr. 32. Typy geoelektrických řezů a) dvouvrstvý, b) třívrstvý, c) nomogram „gj" k interpretaci dvouvrstvých geoelektrických řezů K interpretací třívrstvých a vícevrstvých křivek VES jsou sestaveny obsáhlé soubory nomogramů, rozdělené podle základních typů křivek {H, Q, K,A)Ao 5tyř částí, Manipulace s nomogramy je popsána ve zvláštních instrukcích. V poslední dobo" byly k interpretaci křivek VES sestaveny speciální programy řešitelné na kapesních programovatelných kalkulátorech Či na stolních počítačích. Nutno poznamenat, že interpretace VES je mnohoznačná v důsledku tzv. principu 84 ekvivalence. Na teoretických i praktických křivkách VES se v určitém rozmezí Změn odporů a mocností projeví stejným způsobem vrstvy s konstantní podélnou vodivostíhtJQí (vrstvy v okolí mají vyšší odpor) Či s příčným odporem Qtht (vrstvy v okolí mají nižší odpor). 5.3 Potenciálové metody Samostatnou skupinu v souburu geoelektriekýoh metod tvoří tav. potenciálové metody. Způsobem měření jsou podobné metodám odporovým. Hlavní podobnost spočívá v tom, že stejně jako u odporových se i u potenciálových metod používají proudové elektrody, jimiž se do země zavádí stejnosměrný proud (nebo střídavý o nízké frekvenci), a potencní elektrody, jimiž se měří vytvářené pole. Na rozdíl od odporových metod, kde jsou výsledkem měření křivky zdánlivého marného odporu, jsou v potenciálových metodách výsledky zobrazovány v křivkách potenciálu, gradientů potenciálu ap. V praxi se potenciálové metody uplatňují pouze při podrobném měření při vyhledávání a průzkumu rudních ložisek. Přehled potenciálových metod je na obr. 33. o) A M N P ' vódió. Obr. 33. Princip potenciálových metod a) metoda nabitého telesa, b) metoda ponořené elektrody, c) metoda poměru gradientů potenciálu Metoda nabitého télesa (obr. 33a) umožňuje určení rozsahu, tvaru a úložních poměrů vodivých rudních těles zastižených vrtem nebo báňským dílem. S její pomocí také vyhledáváme neznámá rudní tělesa nalézající se v blízkosti těles známých a zjišťujeme vzájemné propojení rudních těles. Na rozhraní karotážních metod a povrchové geoelektriky leží metody, u nichž jedna z proudových elektrod a někdy i z měřicích je umístěna ve vrtu nebo v báňském díle. Tato elektroda se nazývá ponořená (obr. 33b). Rozložení potenciálu nebo gradientu potenciálu takového zdroje se měří na povrchu, někdy též v jiném vrtu. Z naměřených hodnot můžeme usuzovat na odporové poměry v okolí vrtu, zejména na přítomnost vodivých rudních těles, která vrt nezastihl. Princip interpretace spočívá ve srovnání praktických křivek s teoretickým průběhem potenciálu, popřípadě s průběhem potenciálu zjištěným v oblastech bez rudních těles. Výhodou takových měření je větší hloubkový dosah než při povrchovém měření. 85 Princip metody poměru gradientů potenciálu (obr. 33c) spočívá v tom, že měříme poměr potenciálních rozdílů Ař7Kp/Ař7MK- mezi dvěma sousedními páry měřicích elektrod v poli pohyblivých nebo stabilních proudových elektrod. Většinou se měří v modifikaci profilování, výjimečně v modifikaci sondování. Profilování metodou poměru gradientů potenciálu slouží k vyhledávání a sledování nevodivých žil a kontaktů. Díky tomu, že měříme poměr dvou veličin a nikoliv absolutní hodnotu, je možné zvýšit přesnost měření. Metoda je však velmi citlivá na pří-povrchové lokální odporové nehomogenity. Proto se používá pouze v prostředí odporově relativně homogenním, nebo v komplexu s ostatními geofyzikálními metodami. 5.4 Metoda spontánní polarizace SP Metoda spontánní polarizace (SP) je založena na studiu přirozených elektrických polí lokálního charakteru. Patří sem zejména pole elektrochemického, filtračního a difúzního původu. Metoda SP je nejčastěji aplikována při vyhledávání a průzkumu ložisek užitkových nerostů a při mapování hornin. Základním předpokladem úspěšného použití metody SP je elektronová vodivost vyhledávaných a mapovaných objektů. Přirozená pole filtračního a difúzního původu se využívají v hydrogeologii a inženýrské geologii. Největší význam z přirozených lokálních geoelektrických polí mají pole elektrochemická,. Vznikají v okolí přirozených vodičů, jimiž mohou být ložiska sulfidických rud, grafitu, magnetitu, antracitu, dále souvrství grafitizováných, pyritizovaných a pyrhotinizovaných hornin. Intenzita pole závisí na mineralogickém složení a struktuře elektronového vodiče a na gradientu oxidačně redukčních vlastnosti okolního prostředí ve vertikálním směru. Jevy vznikající v okolí přirozených vodičů jsou podobné procesům v galvanickém článku. Tam elektromotorické napětí vzniká v důsledku odlišných elektrodových potenciálů na elektrodách z různého kovu uložených ve stejném elektrolytu. U přirozených elektrochemických polí je jedno relativně homogenní těleso (např. rudní) uloženo v elektrolytu s vlastnostmi měníoími se ve vertikálním směru. Proměnlivost elektrolytu je zajišťována přínosem kyslíku z atmosféry prostřednictvím srážek. Vody obsažené v horninách mají při zemském povrchu charakter oxidační a ve větších hloubkách redukční. Změna vlastností elektrolytu na povrchu vodiče vede ke změně elektrodových potenciálů a ke vzniku elektrických proudů (obr. 34). Čím větší jsou rozdíly elektrodových potenciálů v různých místech povrchu vodiče a čím je vodič rozsáhlejší, tím intenzivnější pole vzniká. Nej intenzivnější spontánní pole (600 až 1 000 mV) zjišťujeme nad ložisky Obr. 34. Vznik přirozených elektrochemických polí v okolí rudního tělesa OP —■ oxidační prostředí, RP—redukční prostředí, U — průběh potenciálu na povrchu; na křivce potenciálu U jsou vyznačeny parametry q a m 86 pyritu, grafitu, nad pyritizovanými a grafitizovanými horninami. Méně intenzívní anomálie (150 až 400 m V) pozorujeme nad polymetalickými sulfidickými ložisky obsahujícími pyrit, chalkopyrit, galenit a další sulfidy. Tam, kde u polymetalic-kých ložisek převládá galenit a sfalerit (nevodivý), jsou anomálie ještě slabší (50 až 100 mV). Filtrační pole vznikají při filtraci podzemních vod v horninách. Nejmarkantněji se projevují v podmínkách horského reliéfu a v údolích řek. Vyvýšeniny, z nichž vody filtrují do níže položených oblastí, jsou provázeny záporným potenciálem vzhledem k údolím. Špád filtračních potenciálů může dosahovat až lOOmVkm-1. Difúzni pole vznikají tam, kde se stýkají podzemní vody s různou koncentrací nebo složením, rozpuštěných solí. Intenzita difúzních polí dosahuje 10 až 50 mV; závisí na elektrochemických vlastnostech minerálů tvořících prostředí. Filtrační a difúzni pole jsou aplikována v karotáži; při povrchovém měření v rudní ■prospekci se s nimi setkáváme jako s poruchami. Teoretické základy metody SP jsou rozpracovány s ohledem na objekty, které touto metodou vyhledáváme. Izometrická rudní tělesa můžeme přirovnat ke kouli, protažená mocná tělesa k válci a rudní žíly k tenké desce. Změna skoku potenciálu s hloubkou je u izometrických těles definována jako lineární, u těles deskovitého tvaru se předpokládá nahromadění záporného náboje v horní hraně modelu a kladný náboj je rovnoměrně rozptýlen po zbývající ěásti desky. Pro izometrická tělesa můžeme potenciál pole SP vyjádřit jako účinek vertikálního dipólu. V polárních souřadnicích dostáváme rovnici: u^_m cos & ^ (gilla) kde koeficient m vyjadřuje moment dipólu. V pravoúhlých souřadnicích má rovnice tvar (profil veden epicentrem koule): u = m ~zo „ . (5.11b) Hloubku středu koule z„ můžeme určit ze šířky poloviční anomálie q: z0 = 0,G5y, nebo z parametru m: Zo ™ 0,86ra. Parametry q a m jsou vyznačeny na obr. 34. Pro hloubku h svrchní části sloupcovitých těles byly odvozeny přibližné vztahy: h = 0,29g, h = 0,38m, pro vertikální deskovitá tělesa bylo modelováním stanoveno: h = (0,25 ^ 0,40) q, h = (0,4 -f- 0,7) m. Pro tělesa s velkým rozměrem do hloubky platí menší konstanty, pro tělesa s malým vertikálním rozměrem větší, Při studiu lokálních spontánních polí měříme v terénu malé potenciální rozdíly, jejichž velikost nepřesahuje 1 500 mV. Zajímají nás anomálie dosahující prvých desítek milivoltů. Měří se různými typy milivoltmetrů s velkým vstupním odporem. Další důležitou součástí aparatury jsou nepolarizovatelnó elektrody. Uzemnění je realizováno kovovou elektrodou ponořenou v keramické porézní 87 nádobce do roztoku soli téhož kovu. Nádobka je zatlačena-do předem připravené elekí™da 2 Ä V°] 'kT Přrjem kVVOr0e N ^^tmetm, pohyblivá eiettroda M přes buben s kabelem ke svorce M. Před započetím měření i e třeba zkontrolovat citlivost přístroje, vlastní polarizaci elektrod a prověřit práľnosí zapojení s ohledem na znaménko. i^v^n správnost ■5.3 Metoda vyzvané polarizace VP oěekávat^fvTr^^1!^?^13 (F)eBe UplatÄUJe *e*mé™ tam> kde ^ nľSJŽJ í \ f výsledek od metody SP (velká hloubka hledaných objektů nepřizmva struktura rudních minerálů). Procesy vzniku pole VP lze spojovat lazí prostřed! Tuha složka horniny z hlediska elektrické vodivosti může bvt praktiky Kolátorem (většina horninotvorných minerálů) nebo elekSonovvm vodiěem (mnohé rudní minerály). KapaIná sloL je tvořen^oztky^^oU za^ľ čími póry a pukliny v hornině. Vodivost hornin je nejčastěji podmíněna přítomností elektrolytu a má iontový charakter. Elekírochemické procesy na hranľci elektrolytu s izolátorem a elektrolytu s elektronovým vodičenľjsou různé což je trn lít ^^uT méM7 VP V ™dnf prospekci. Pokud těleso s elek- nnv Tťí tT°H komPaktoí celek> vzniknou kontaktní potenciály na nľľ° L ľa' í' na kont,aktu s okolním prostředím s iontovou vodivostí. Tento proces se nazývá povrchová polarizace. Je-li však těleso tvořeno souborem malvch navzájem polovaných částic s elektronovou vodivostí (např. vtSrons3\ÍÄí s^mľstaílľa SÄÍ)jtľk Se,POlariZUJe kaMá Čá8teCka S ^^onovou v^dfvost! Ifeľrnní^ í, P -J' ^ľ™™ Kromě polarizace na kontaktu elektronových a iontových vodtóů dochází i k polarizaci samotných iontových Itŕ s* r t^cnto Potenciálů se vysvětluje pohybem iontů v elektrickém poli Sľacf f ľ^eT,elektr0°iSľÓZ3:d0Chá2Í k r°zám fc^tawl iontů, a tím ľk pót vycn vodiču o řád mžsf než polarizace elektronových vodičů. Uspořádání elektrod a zapojení aparatury je v metodě VP podobné iako při odporovém geoelektrickém měření (obr. 35a). Měříme proud I v ™dovém okruhu potenciálu rozdíl AÍ7 mezi potenčními elektrodami při laUdSľjS do země (polarizující pole) a potenciální rozdíl Aí7Vp mezi týmiž elektrodám" v urytém okamžiku po vypnutí proudu (pole vyzvané polarizace)3. Výsledky zobrazujeme jako grafy zdanlivé polarizovatelnosti Vz a zdánlivého mírného odporu p2 Hodnoty vypočítáme podle vztahů: J Qz' Časový průběh napětí Ař7 a Ač7Vf je naznačen na obr. 35b. Dlouhodobé výzkumech. Př běžném měření jsou do země zaváděny rŮznopolární pravoúhlé impulsy trvající pouze několik sekund. jJiavounie Metoda VP má tyto hlavní přednosti: Jednoznačně lokalizuje rudní tuřXL ík^0noVoU Vodi™stf- 2ji«€«je i ložiska s izolovaným vtroušeným zrudněním, která se neprojevují v ostatních geoelektrických metodách. Spolehlivě vylučuje nerudní anomahe vodivosti spojené se zvodnělými zónami, s tektonickými liniemi a se zvýšenou mocností nánosů. Podle výkonu aparatury a velikosti obiektu muze mít metoda VP značný hloubkový dosah. Indikuje zóny rozptýenérudní mineralizace a tak nepřímo vyhledává hluboko uložená rudní tělesa Aparatury V P se dělí na dvě skupiny podle způsobu měření: impulsní a frekvenční. Aparatura pro měření impulsním způsobem musí obsahovat tyto části: zdroj stejnosměrného proudu s ovládacím zařízením, které umožňuje zapínání a vypínání proudu v pravidelných časových intervalech, dále přístroj na měření Ař7 a AřJyp. Napětí Ař/yp je malé a nestacionární. Je měřeno bud bodově v určitém okamžiku po vypnutí proudového impulsu (např. 0,2 s), nebo je jeho hodnota integrována ve vhodně voleném časovém úseku (např, 0,2 až 0,5 s). (%) o) U moderních aparatur lze měření automaticky opakovat a získat průměrnou hodnotu z více měření. Integrační způsob měření umožňuje aparatura IPOR, výrobek n. p. Geofyzika Brno. Frekvenční způsob měřeni VP je založen na využití závislosti efektu VP na frekvenci budicího proudu. Oím je frekvence nižší, tím je efekt VP vyšší. K výpočtu zdánlivé polarizovatelnosti ?jz můžeme např. použít výsledky odporových měření s odlišnou frekvencí proudu: .^ = -^-^100%. (5.12) Zdánlivý měrný odpor q* byl získán z měření proudem o frekvenci 0,1 Hz, odpor q7j z měření proudem o frekvenci 20 Hz. Například firma Geoscience vyrábí aparaturu s frekvencemi 0,05; 0,1; 0,3; 1; 3 a 10 Hz. Aparatura firmy Scintrex má zdroj proudu s pravoúhlými impulsy o nízké frekvenci. Efekt VP se získává harmonickou analýzou průběžně registrovaného napětí. Terénní měření VP aparaturou firmy Scintrex je na obr. 36. Ve srovnání 89 s ostatními geoelektriskými metodami je metoda VP náročná na aparaturu i na počet pracovníků. Proto se používá pouze na lokalitách, jejichž nadějnost byla předem ověřena jinými metodami, např. elektromagnetickými a geochemickými. Obr. 36.. Terénní měření metodou VP frekvenční aparatury firmy Scintrex {foto B. Duda) 5.6 Elektromagnetické metody TUEAM a SLINGRAM Elektromagnetické metody zaměřené na potřeby rudní prospekce byly vyvinuty ve třicátých letech ve skandinávských zemích. Jsou založeny na využití zákonů elektromagnetické indukce. Umístíme-li na zemském povrchu zdroj střídavého elektromagnetického pole (primárního), pak ve vodičích nalézajících se pod zemským povrchem budou protékat indukované elektrické proudy. Tyto proudy vyvolají druhotné (sekundární) elektromagnetické pole, které na zemském povrchu společně s polem primárním vytvoří pole výsledné. Elektromagnetická pole využívaná v geofyzice jsou nejčastěji harmonická, tj. mění se podle vztahů: H{t) = cos (ojt — (pu)> E{t) = E0 cos {cot - (H). (5.16) Veličina H(ť), t j. vektor výsledného magnetického pole, j e vektorovým součtem vektoru primárního magnetického pole Hv{t) a vektoru sekundárního magnetického ,pole Ih(t). Vektory Hv(ť) a JZS(Í) mají různou orientaci a jsou vzájemně fázově posunuty. Lze dokázat, že výsledné magnetické pole je elipticky polarizováno, tj. vektor H{t) opíše během jedné periody elipsu. Předpokládejme, že vektor #p(r) je horizontální a leží v ose x, vektor Hs(t) svírá s osou x úhel a,. Úhel mezi velkou poloosou elipsy polarizace a osou x označme ů. Za předpokladu, že sekundární pole je podstatně menší než pole primární, je úhel ů velmi malý. Pak můžeme přibližně psát: H& sin a. cos

ky, fázově posunutého o 90°. Pomocí inklinoměru cejchovaného v % primárního pole odečítáme reálnou část anomálie Re poměr minimalizovatélio sigr.álu v obou cívkách udává poměr poloos elipsy pola- Obr. 38. Terénní měření metodou VDV (foto R. Duda) 94 mace hja, resp. v % imaginární Část anomálie Im H\. Výsledky měření metodou VDV se velmi často zobrazují ve formě gradientu reálné Části anomálie podle vztahu Gr (Re H*) = Re H*a - Re iř*,. Křivky Gr (Re#s) svými maximy lokalizují vodivá tělesa. Na obr. 39 je příklad Z lokality Zlaté Hory—Osikový vrch v Jeseníkách; pro porovnání jsou uvedeny i, výsledky měření metodou SLINGRAM. Vidíme, že korelace maxim Re metody SLINGRAM a maxim gradientů Re B\ metody VDV je velmi dobrá. Obr. 39. Porovnání výsledků metody SLINGRAM a VDV z lokality Zlaté Hory — Osikový vrch Měření aparaturou EDA či EM-16 je nenáročné, přístroj je přenosný, k jeho obsluze postačuje jeden pracovník. Tím lze vysvětlit rychlé proniknutí metody VDV do praxe a její značné rozšíření/ V posledních letech se metodou VDV měří i elektrická složka pole. Aparaturou ERA n. p. Geofyzika Brno nebo EM-16 R firmy Geonics je z podílu a fázového rozdílu horizontální elektrické složky a horizontální magnetické složky pole (vzájemně kolmých) VDV určován zdánlivý měrný odpor hornin. 5.8 Elektromagnetické metody s velkým hloubkovým dosahem Z teorie elektromagnetického pole je znám jev zvaný skinefekt, způsobující nerovnoměrné rozložení elektromagnetického pole ve vodivém poloprostoru (např. v prostředí pod zemským povrchem). Cím vyšší (nižší) je frekvence zdroje pole umístěného na zemském povrchu, tím menší (větší) je hloubka, do níž proniká elektromagnetické pole. Měříme-li výsledné pole nad horizontálně zvrstveným prostředím, pak v závislosti na frekvenci dostáváme informaci o odporových poměrech v různých hloubkách. Metoda frekvenční sondáže {FS) je založena na studiu harmonického elektromagnetického pole buzeného neuzemněnou smyčkou (magnetickým dipólem) nebo uzemněným (elektrickým) dipólem. Měří se vertikální složka magnetického, resp. horizontální složka elektrického výsledného pole. Podobně jako u metody VES je i u metody ES výsledkem měření zdánlivý mgrný odpor í> k^-, ■ (5-18) kde Ač7 je napětí, indukované v měřicí cívce nebo napětí mezi měřicím! elektrodami MN, I je proud v neuzemněnó smyčce nebo v elektrickém dipólu.^ Výpočetní konstanta k závisí na typu zdroje a na celkovém uspořádání měření. Výsledky měření metodou FS jsou vyhodnocovány podobně jako v metodě VES: na biloga-ritmickém papíře je na jednu osu vynášen zdánlivý měrný odpor qm, na druhou ]/T = (/ je frekvence primárního pole). 95 Metody přechodové (někdy. nazývané metody stabilizace pole) studují přechodové elektromagnetické pole vznikající po náhlých změnách proudu ve zdroji poje (např. vypnutí nebo zapnutí). Toto pole trvá přechodnou dobu a s časem vyznívá podle exponenciály. Výsledky získané metodami přechodového a harmo-' nického pole se shodnými měřícími a generujícími systémy jsou vzájemně matematicky převoditelné a přinášejí stejnou informaci o odporových poměrech prostředí. I když přechodové metody mohou být využity při studiu horizontálně zvrstveného prostředí, jsou v posledních letech modifikovány pro potřeby rudní prospekce, zejména k vyhledávání hlouběji uložených (200 až 300 m) vysoce vodivých rudních těles. Tak například v SSSR se pro přechodovou metodu vyrábějí aparatury IMPULS-C a MPP-4. V obou případech je pole buzeno neuzemněnou smyčkou pravoúhlými proudovými impulsy. U aparatury IMPULS-C se přechodové pole měří smyčkou nebo cívkou v časovém úseku 0,01 až 80 ms, což umožňulje jednak vyhledávání rud s vysokou (elektronovou) vodivostí, jednak mapováfnf hornin s nižší (iontovou) vodivostí. Aparatura je číslicová, s vestavěným řídicím programem a plně automatizovaným zpracováním výsledků. Aparatura MPpS-4 má klasickou koncepci, přechodové pole se měří také smyčkou nebo cívkou v rok-mezí (1 až 48) ms, výstup j é analogový. Aparatura j é určena k vyhledávání vysoíe vodivých rud. Aparatura EM-37 kanadské firmy Geonics měří přechodový jeV v časovém rozpětí 0.Q5 až 80 ms, je plně automatizovaná, má číslicový výstup! Pro studium odporových poměrů ve velkých hloubkách (až stovky km)\ mají nej větší význam magnetoteluriché metody {MT), jimiž se měří přirozené elektromagnetické pole Země. Toto pole se skládá z polí různého původu (převážně důsledek působení Slunce na ionosféru), frekvence (perioda od zlomků sekundy až po dny, měsíce) je časově proměnná co do velikosti a směru. V MT metodách je pole Země číslicově registrováno a podrobeno Fourierově harmonické analýze. V MT metodách je zdánlivý měrný odpor nejčastěji Určován z impedance Z, tj. z poměru vzájemně kolmé horizontální elektrické a magnetické složky pole. Nad homogenním poloprostorem je impedance úměrná odmocnině měrného odporu: = \zv\ = \-fr = W (5-19) \Z*\ = Z rovnice (5.19) snadno určíme zdánlivý měrný odpor qt nehomogenního poloprostoru (Gagniardův—Tichonovův vztah): Při mt sondování vynášíme zdánlivý měrný odpor qt na bilogaritmickém papír© v závislosti na odmocnině z periody ]/t. Teoretické křivky MT sondování jsou podobné křivkám FS, podobný je i interpretační postup. Pokud není k dispozici průběh elektrické složky pole, je možné (ve středních zeměpisných šířkách) určovat zdánlivý měrný odpor z podílu magnetických sloíek pole \ HzjHz\. Magnetotelurická metoda je realizována i v modifikaci MT profilování. V aparatuře jsou vestavěny filtry umožňující určení impedance, resp. zdánlivého měrného odporu qt pro několik (5 až 10) vhodně volených frekvencí. V závislosti na frekvencích se mění hloubkový dosah a oblast použití aparatury. Speciální modifikací MT profilování je metoda AFMAQ, jíž se studuje přirozené elektromagnetické pole Zeme o frekvenci kolem 100 Hz (hlavním zdrojem jsou atmosférické výboje - blesky). Systém měření je podobný jako v metodě VDV. 96 5.9 Geoelektrické metody v geologii Při studiu hlubinné stavby zemského tSlesa, nalézá uplatnení MT metoda. Vzhledem k velkému hloubkovému dosahu tato metoda umožňuje vymezení zón s vysokou vodivostí ve svrchním plášti, které se korelují se zónami se zvýšenou teplotou MT metoda, v kombinaci s hlubinnou seismickou sondáží, se také uplatní e při studiu zemské kůry a hlubinně stavby pásemných pohoří alpsko-hmiá- lajského ^"-^.^ motody poskytují cenné informace při geologickém mapování různých měřítek. V sedimentárních oblastech lze odporovými a MT metodami členit sedimentární souvrství podle odporu a sledovat reliéf krystalinika pod sedimenty. V terénech se Btrmě upadajícími geologickými vrstvami můžeme odporovými a EM metodami mapovat kontakty hornin s odlišným měrným odporem a sledovat tektonické linie. „mi v Při vyhledávání Misek ropy a plynu jsou metodami VES a Mi lokalizovaný antíklinální struktury, v nichž dochází k akumulaci ropy a plynu. Ve výjimečných případech, při malých hloubkách a velkých mocnostech ložisek, mohou byt ropa a plyn lokalizovány geoelektrickými metodami přímo. Sedimentární vrstvy nasycené ropou a plynem totiž mají proti svému okolí vyšší měrný odpor (až lOkrát) a polarizovatelnost (až 3krát). Metoda VES se ve velkém rozsahu uplatňuje i při výzkumu uhelných pánví, neboť poskytuje údaje o strukturně tektonických pomBreoh^ ^ uplatnění nalézají geoelektrické metody v rudní prospekci. Mnohé rudní minerály, zejména sulfidy, mají vysokou vodivost a polarizovatelnost, takže mohou být zdrojem anomálií vodivosti, přechodových polí, zdrojem elektrochemických polí. Při vyhledávání rudních ložisek se nejčastěji používají metody odporové a EM profilování, metody spontánní polarizace, vyzvané polarizace a přechodového jevu. Příklad geofyzikálního měření nad Pb-Zn zrudněním je na obr. 40. (%' , ».0 1 SP 0 100 200 300 400 500 m Obr, 40. Komplexní profil nad Pb-Zn - zrudněním 97 f Možnosti geoelektrickýoh 'metod, zejména odporových, s menším hloubkovým dosahem, se využívají v inženýrské geologii a hydrogeologii. Měrný odpor hornin obvykle klesá s růstem pórovitosti a tektonického porušení, jejichž sledování je důležité v inženýrské geologii. V hydrogeologii geoelektrické metody slouží ke sledováni strukturně tektonických poměrů v sedimentárních pánvích a ke sledovaní zvodnělých tektonických linií v krystaliniku. Použití jednotlivých geoelektrickýoh metod je heslovitě naznačeno v tab. 12. 98