Index of /rozprawy2/11173

Pełen tekst

(1)Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Katedra Geofizyki. Rozprawa doktorska. Konstrukcja sejsmo - geologicznego modelu utworów polodowcowych na bazie kompleksowych pomiarów sejsmiki wysokiej rozdzielczości w płn.-zach. części Niżu Polskiego. Autor: Mgr inż. Rafał Matuła. Promotor rozprawy: Prof. dr hab. Inż. Ryszard Ślusarczyk. Kraków 2016. 1.

(2) „per aspera ad astra”. 2.

(3) Spis treści 1.. Informacje wstępne ........................................................................................................5 1.1 Wstęp .......................................................................................................................................5 1.2 Tezy pracy .................................................................................................................................6 1.3 Lokalizacja badań ......................................................................................................................6 1.4 Zarys historii obrazowania utworów polodowcowych ................................................................8 1.5 Założona koncepcja badawcza ................................................................................................. 10. 2.. Zarys geologii warstw przypowierzchniowych w rejonie badań .................................... 13. 3.. Etap prac polowych ...................................................................................................... 24 3.1 Charakterystyka powierzchni pomiarowej oraz lokalizacja poligonu testowego ....................... 24 3.2 Metodyki akwizycyjne w badaniach sejsmiki inżynierskiej ....................................................... 26 3.3 Sprzęt pomiarowy ................................................................................................................... 30 3.4 Parametryzacja układów pomiarowych - testy polowe ............................................................ 32. 4.. Badania otworowe i wielokanałowa analiza fal powierzchniowych ............................. 41 4.1 Badania otworowe i ich rezultaty ............................................................................................ 41 4.2 Cechy fali powierzchniowej oraz metoda wielokanałowej analizy fal powierzchniowych.......... 44 4.3 Adaptacja schematu przetwarzania MASW do obrazowania ośrodka polodowcowego ............ 50 4.4 Badania sejsmiki pasywnej i ich znaczenie ............................................................................... 62 4.5 Rekordy wariantu refleksyjnego jako źródło informacji o fali powierzchniowej ........................ 69 4.6 Wyniki zastosowania wielokanałowej analizy fal powierzchniowych ....................................... 74 4.7 Porównanie wyników MASW i profilowania prędkości w otworze ........................................... 81. 5.. Analiza materiałów refrakcyjnych ................................................................................ 87 5.1 Fala refrakcyjna i wybrane metody interpretacyjne ................................................................ 87 5.2 Postać falowa pierwszych wstąpień ......................................................................................... 94 5.3 Model startowy w metodzie tomografii refrakcyjnej ............................................................. 103 5.4 Zagadnienie statyki refrakcyjnej ............................................................................................ 115 5.5 Badania azymutalne przy użyciu mobilnego układu pomiarowego ......................................... 124 5.6 Kompleksowy rozkład prędkości w zagadnieniu obliczania poprawek statycznych sejsmiki głębokiej ..................................................................................................................................... 130. 6.. Przetwarzanie danych refleksyjnych ........................................................................... 138 6.1 Fala odbita i jej właściwości ................................................................................................... 138 6.2 Charakterystyczne cechy falowe rekordów sejsmiki refleksyjnej ........................................... 141 6.3 Etap usuwania zakłóceń koherentnych .................................................................................. 143 3.

(4) 6.4 Analizy prędkości................................................................................................................... 156 6.5 Wyniki przetwarzania danych refleksyjnych ........................................................................... 165 6.6 Proponowany sposób przetwarzania danych refleksyjnych .................................................... 171. 7.. Konstrukcja modelu sejsmo - geologicznego .............................................................. 174 7.1 Strukturotwórczy proces kształtowania osadu polodowcowego ............................................ 174 7.2 Definicja sejsmo- facji w utworach polodowcowych .............................................................. 176 7.3 Szczegółowa geologia rejonu badań ..................................................................................... 179 7.4 Budowa modelu sejsmo- geologicznego ................................................................................ 182 7.5 Szkic glaci - tektoniczny ......................................................................................................... 194. 8.. Podsumowanie i wnioski ............................................................................................ 198. 9.. Podziękowania ............................................................................................................ 203. Streszczenie ........................................................................................................................ 203 Abstract .............................................................................................................................. 204 Literatura........................................................................................................................... 206 Załącznik A ........................................................................................................................ 236. 4.

(5) 1. Informacje wstępne 1.1 Wstęp Niniejszą rozprawę doktorską zrealizowano w ramach grantu europejskiego: „Poprawa efektywności badań sejsmicznych w poszukiwaniach i rozpoznaniu gazu ziemnego w utworach czerwonego spągowca, POIG.01.01.02-00-122/09” – realizowanego przez Katedrę Surowców Energetycznych wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska. Praca została w całości poświęcona tematowi sejsmicznego obrazowania utworów polodowcowych. Jej głównym celem. jest. konstrukcja. modelu sejsmo. -. geologicznego. utworów. postglacjalnych. Przykładem wybranego stanowiska badawczego jest fragment Równiny Wałeckiej, znajdujący się w północno - zachodniej części Niżu Polskiego. Rozprawa przedstawia kompleksowe połączenie rezultatów kilku wariantów sejsmiki inżynierskiej. Przeprowadzone badania poza aspektem poznawczym skupiały się na aspekcie praktycznego/ prospekcyjnego zastosowania otrzymanych rezultatów. Sejsmikę inżynierską wykorzystano jako narzędzie wsparcia badań prospekcyjnych. Celem działania jest wprowadzenie nowej jakości w zakresie rozpoznania strefy przypowierzchniowej. Pracę. podporządkowano. idei. kompleksowej. interpretacji. rezultatów. sejsmiki. inżynierskiej. Została ona ukierunkowana na pozyskanie możliwie pełnego obrazu sedymentów polodowcowych. Rozprawę podzielono na rozdziały związane z kolejnością przeprowadzanych prac sejsmicznych. Stanowi ona przykład projektowy dla badań podobnego typu. Kompozycja podrozdziałów wynika z kolejności realizacji prac, polegających na opracowaniu koncepcji badawczej, przeprowadzeniu studium uwarunkowań geologicznych, zaprojektowaniu prac polowych oraz analizy i interpretacji danych. Posiada formę pozwalającą na bezpośrednie skorzystanie z zawartych w niej rozwiązań. Rozprawa opiera się o szeroki zakres wykorzystanych wariantów sejsmiki inżynierskiej. Szczegółowo omówione zostały jedynie wybrane aspekty użytych narzędzi sejsmicznych. Każdy z podrozdziałów poprzedza krótki wstęp teoretyczny, nakreślający podstawowe właściwości wykorzystywanych fal sejsmicznych, podstawy i zasady interpretacji wykorzystywanego zjawiska falowego oraz szczegółowe omówienie wybranego aspektu badawczego. Układ pracy stanowi ścieżkę metodyczną, która ma za zadanie nakreślenie schematu przepływu rezultatów w wielowariantowym podejściu do przetwarzania danych sejsmicznych. W rozprawie poruszono aspekty techniczne realizacji badań, łączenia oraz interpretacji wyników ze wskazaniem na ograniczenia stosowanych metodyk sejsmicznych. 5.

(6) 1.2 Tezy pracy W rozprawie doktorskiej postawiono tezy ukierunkowane na opracowanie konkretnych rozwiązań zmierzających w stronę pełnego wykorzystania obrazu falowego sejsmiki inżynierskiej: 1. Teza I: Interpretacja wyników badań terenowych sejsmiki wysokiej rozdzielczości umożliwia szczegółową charakterystykę strefy przypowierzchniowej i określenie rozkładu prędkości fal P - P, P - SV, które stanowią wartości kluczowe dla efektywnej estymacji poprawek statycznych. 2. Teza. II:. Wprowadzenie. dodatkowych. informacji. dotyczących. modelu. prędkościowego strefy przypowierzchniowej w obszarze Niżu Polskiego podnosi efektywność estymacji poprawek: polowych i refrakcyjnych sejsmiki głębokiej, wyznaczanych dla miąższych stref utworów polodowcowych. 3. Teza III: Tworzenie modeli prędkościowych w domenie głębokości 1 - D na podstawie inwersji fal powierzchniowych umożliwia zastąpienie płytkich pomiarów otworowych prędkości przez model rozkładu prędkości fali przemiennej P - SV w utworach polodowcowych. 4. Teza IV: Wstępne badania rekonesansowe sejmiki inżynierskiej wspierają projektowanie głębokich pomiarów 2/3D.. 1.3 Lokalizacja badań Profil pomiarowy został zlokalizowany na północny - wschód od wioski Jarogniewo (Powiat Wałecki). Prace sejsmiki inżynierskiej były realizowane wzdłuż eksperymentalnego profilu badawczego sejsmiki prospekcyjnej AGH-17511. Poglądową mapę zawiera rysunek 1.3 - 1. Długość odcinaka badawczego wynosiła 6.5 km. Na potrzeby niniejszej rozprawy wybrano dwukilometrowy odcinek AGH-17511 - 1. Stanowi on reprezentatywny fragment profilu badawczego. Dane zebrane w jego zakresie uznano za wystarczające do przeprowadzenia dowodu postawionych tez. Dobór jego pozycji posiada uzasadnienie w kontekście geologicznym co zostało udokumentowane w podrozdziale drugim niniejszej rozprawy. Na mapie. lokalizacji zaznaczono pozycję otworu OT - 1, który stanowi. 6.

(7) podstawowe źródło bezpośrednich informacji o ośrodku polodowcowym na profilu badawczym.. Rys. 1.3 - 1 Lokalizacja profilu badawczego.. 7.

(8) 1.4 Zarys historii obrazowania utworów polodowcowych Dotychczas w literaturze polskiej poświęcono niewiele miejsca badaniom geofizycznym utworów polodowcowych (Krzywiec 2004, Morawski 2004, Twardowski 1970). Bardziej obszernych opracowań na temat badań sejsmicznych 2D - jak również wysoko rozdzielczych zdjęć 3D, dostarczają publikacje zagraniczne (Barnes 1996; Buker 1998, 2000; Green 1995, Hamid 1998; Siahkoohi 1996; Sharpe 2004). Motorem wspomnianych analiz – opisanych głównie w literaturze anglojęzycznej, było wiele aspektów, począwszy od szeroko pojętej prospekcji a skończywszy na badaniach klimatycznych. Od wczesnych lat 90 - tych do badań utworów polodowcowych stosowano różnorodne metody geofizyczne. Poczynając od elektrooporowych (Attanayake, Pavlova 2013; Żogała 2002), elektromagnetycznych (Ekes 2001, Jorgensen 2003, Oldenborger 2010), grawimetrycznych (Graniczny 1995, Stephenson 1993) a skończywszy na sejsmicznych. Udział poszczególnych technik w badaniach pokrywy polodowcowej. na. przestrzeni. lat. był zdominowany przez. sejsmikę. inżynierską.. Najwcześniejsze publikacje z tego zakresu były w większości poświęcone fali odbitej. Po bardzo wczesnych eksperymentach z sejsmiką wysokiej rozdzielczości (HR, ang. High Resolution) autorstwa Pakiser i Warrick (1956), Meidav (1969) oraz Schepers (1975), płytkie profilowanie sejsmiczne w metodzie refleksyjnej było przedmiotem zainteresowania badawczego na początku 1980 roku. Przykładami prac z tego zakresu są związane z następującymi prekursorami dyskutowanego tematu badawczego: Ziółkowski i Lerwill (1979), Mair i Green (1981), Green i Soonawala (1982) oraz Greaves (1984). Autorzy przedstawiali wyniki badań sejsmiki o wysokiej rozdzielczości w rozpoznaniu złóż węgla i utylizacji. odpadów. nuklearnych. w. skałach. krystalicznych.. Podobne. prace. były. przeprowadzane przez Herber i in. (1981), Ruskey (1981), Steeples i Knapp (1982), Doornenbal i Helbig (1983) oraz Steeples (1984) w próbach obrazowania płytkich struktur przypowierzchniowych w zakresie do 100 m głębokości. Z powodu pionierskiego charakteru wczesnych badań sejsmiki płytkiej, procedury znane z sejsmiki prospekcyjnej musiały zostać adaptowane do zagadnień inżynierskich. Najważniejszą, udokumentowaną trudnością do pokonania w sejsmice przypowierzchniowej był wpływ zakłóceń koherentnych oraz dodatkowych fal zakłócających np. bezpośrednich, prowadzonych (Knapp 1986; Pulan i Hunter 1984; Robertson 1996a, 1996b; Steeples i in. 1999; Roth i in. 1998). Stwierdzono w nich, że wyodrębnienie sygnału odbitego od granic płytkich musi poprzedzać staranny dobór parametrów akwizycji i strategii przetwarzania (Steeples 1995a). Jedną z wczesnych metod optymalizacji rejestracji sygnału odbitego w strefie przypowierzchniowej była technika 8.

(9) zaproponowana przez Hunter i in. 1984, zwana metodą okien czasowych. Jej istotą był dobór konfiguracji geometrycznej źródło – odbiornik, pozwalający na obserwacje czasu przyjścia fali odbitej w oknie czasowym pomiędzy pierwszymi wstąpieniami fali refrakcyjnej i pojawiającym zapisem fali powierzchniowej. Kompleksowe zestawienie różnorodnych zastosowań optymalnej techniki doboru okien czasowych zostało przedstawione przez Pullan i Hunter (1984). Główne wady omawianej metody wynikały z konieczności przeprowadzenia żmudnych testów polowych. Naturalnym rozszerzeniem metody podanej przez Hunter’a była akwizycja przeprowadzana w oparciu o systemy wielokanałowe i wprowadzenie metody pokryć wielokrotnych do badań sejsmiki płytkiej (Keiswetter 1995). Przetwarzanie danych w kolekcjach wspólnego punktu odbicia (CMP, ang. Common Middle Point) zostały przedstawione przez Doornenbal i Helbig (1983), Jongerius i Helbig (1988), Steeples i Knapp (1982), Steeples (1984), Miller i Steeples (1986). Szereg artykułów podkreśla znaczenie geometrii pomiarowej jako podstawy osiągnięcia założonych rezultatów sejsmicznych (Corey 1994, Knapp i Steeples 1986, Miller 1994, Wolfe 1986). Studium dotyczące przetwarzania danych sejsmiki płytkiej wskazało, że złożone, wieloetapowe schematy analizy danych ustępują dedykowanym zabiegom akwizycyjnym (Keiswetter 1995, Pugin 1999). Większość publikacji z zakresu rozpoznania utworów polodowcowych wskazuje na etap obliczania poprawek statycznych jako mający największy wpływ na ostateczną formę modelu. Autorzy podkreślają jej rolę jednak nie wskazują bezpośrednio na sposób jej realizacji. Większość publikacji bardzo ogólnie podaje etapy przetwarzania danych, ograniczając się jedynie do wskazania na ich newralgiczne fazy. Wskazuje to na brak uniwersalnej ścieżki pozwalającej usystematyzować zagadnienie obrazowania osadów polodowcowych. Zdaniem większości autorów trudności w rozwiązaniu zadania odwrotnego wynikają ze złożoności osadów polodowcowych (Frei 2012, 2015, Pugin 1999). Dotychczas, poza ogólnymi zasadami konstrukcji sum sejsmiki refleksyjnej, podano fragmentarycznie aspekty techniczne przeprowadzania procesu przetwarzania. Pozwala to sądzić, że większość zagadnień niesie w sobie szereg indywidualnych rozwiązań, wymagających udokumentowania, często nie mających bezpośredniego przeniesienia na inne badania podobnego typu. Z czasem rozszerzano zakres stosowanych technik obrazowania uzupełniając je o tomografię refrakcyjną (Hakan 2007, Oluwafemi 2009) oraz metody otworowe (Anderson 1992, Carr 1999, Wise 2000, Wong 2008). Ograniczona ilość publikacji wykorzystuje metodę wielokanałowej analizy fal powierzchniowych do obrazowania dyskutowanych sedymentów (Ivanov 2000, Matuła 2012). Zakres dostępnej wiedzy o zastosowaniu sejsmiki płytkiej w dyskutowanym zagadnieniu można podzielić na dwie główne kategorie. Pierwsza to podejście 9.

(10) do realizacji pomiarów polowych, natomiast drugą kategorię stanowi szeroko pojęte przetwarzanie i interpretacja rezultatów. Obrazowanie utworów polodowcowych korzysta ze zdobyczy metod sejsmiki inżynierskiej oraz prospekcyjnej. W badaniach utworów polodowcowych stosowano warianty akwizycji 2D i 3D oraz profilowania land streamer’owe 2D - 3C (Suarez 2009, Tatham 1991) Różnorodność metod sejsmicznych stosowanych do konstrukcji modeli sedymentów polodowcowych, pozwala sądzić, że analiza tego typu danych jest zadaniem złożonym (Pugin 1999 i in.). Większość publikacji nie tłumaczy specyficznego zachowania rejestrowanego pola falowego, nie zajmuje się również poszukiwaniem przyczyn tych zjawisk. Ich dominującym trendem tematycznym jest określenie budowy wewnętrznej sedymentów, podkreślenie użyteczności stosowanych metod, uwypuklenie zasadności stosowania interpretacji kompleksowej oraz reinterpretacja otrzymanych wyników dla potrzeb hydrogeologii i geomorfologii. Zagadnienie sejsmicznego obrazowania ośrodka polodowcowego w Polsce nie zostało rozpowszechnione w takim zakresie jak ma to miejsce w literaturze skandynawskiej (Blikra 1998, Lenne 1995, Olsen 2005), szwajcarskiej (Poulter 1951, Pugin 1998) czy kanadyjskiej (Pugin i in. 1999, Carr 1999). Powoduje to powstanie niszy dla zagadnienia badawczego, poświęconego trudnemu tematowi jakim jest konstrukcja obrazu struktury wewnętrznej materiału post – glacjalnego. W niniejszej rozprawie podjęto próbę nakreślenia ścieżki metodycznej dla badań sejsmiki inżynierskiej w ośrodku zdeformowanym, odznaczającym się silnym zróżnicowaniem litologicznym.. 1.5 Założona koncepcja badawcza Projektując badania, główną uwagę skupiono na trzech, podstawowych wariantach metodycznych sejsmiki inżynierskiej (Rys. 1.5 - 1). Najważniejszą z nich jest metoda refleksyjna, której rezultaty stanowią główny trzon estymowanego modelu sejsmo geologicznego.. Jako. narzędzia uzupełniające. wykorzystano. wariant. refrakcyjny. i. tomograficzny (Rys. 1.5 - 1 - B). Dodatkowo, użyto metody wielokanałowej analizy fal powierzchniowych (ang. Multichannel Analysis of Surface Waves (MASW)), której celem było ukazanie obrazu struktur pod – powierzchniowych (Rys. 1.5 - 1 - A). Każda z wymienionych metod znalazła swoje zastosowanie w kontekście obrazowania utworów polodowcowych (Xia, Parker, Wiederhold 1998). Nieliczne publikacje prezentowały 10.

(11) połączenie dwóch ze wspomnianych technik (Ivanov 2000, 2006d, 2009, 2010; Socco 2004). W niniejszej pracy użyto wszystkich wyżej wymienionych. Ich dobór wynikał przede wszystkim ze zróżnicowanego zasięgu penetracji oraz wzajemnie uzupełniających się pól falowych. Zakładana kompleksowość interpretacji wprowadza trudności w łączeniu rezultatów z poszczególnych metodyk, jednak w przypadku konwergencji wyników powoduje automatyczne potwierdzenie poprawności zastosowanych rozwiązań interpretacyjnych. Rysunek 1.5 - 1 przedstawia uproszczoną postać obrazowanego ośrodka wraz z ogólnym schematem propagacji wykorzystanych zjawisk falowych. Kolorem niebieskim zaznaczono kierunek rozchodzenia oraz polaryzację fali powierzchniowej, szarym falę bezpośrednią, czerwonym falę refrakcyjną oraz żółtym falę odbitą. Każdej z nich przyporządkowano strefę efektywnego zasięgu. Propagacja fali powierzchniowej pozwala na obrazowanie najpłytszej części utworów polodowcowych (1.5 - 1 - A). Jej głównym celem jest rozpoznanie plejstoceńskiego piętra deformacyjnego. Przy jej użyciu przeprowadzono obrazowanie strefy odpowiedzialnej za nierówne warunki wzbudzania, inwersję prędkości oraz zaburzanie strefy kształtowania fali bezpośredniej i refrakcyjnej. Zjawisko refrakcji określa model prędkości do poziomu refraktora oraz w samym refraktorze (1.5 - 1 - B). Podstawową granicę refrakcyjną utożsamiano ze stropem osadów mioceńskich. Jej powiązanie ze zjawiskiem refrakcji wynika z przeprowadzonego studium geologicznego, gdzie zdefiniowano jej cechy jako poligenetyczne.. Rys. 1.5 - 1 Schematyczny rysunek przedstawiający idee użycia trzech metod sejsmiki przypowierzchniowej. Powoduje to powstanie kontrastu kompakcji pomiędzy warstwą mioceńską a słabozwięzłym nadkładem plejstoceńskim. Tworzy to warunki pozwalające na powstanie fali 11.

(12) refrakcyjnej na granicy sedymentów o zróżnicowanym stopniu kompakcji. Dane refleksyjne wykorzystano do budowy części wgłębnej utworów postglacjalnych (Rys. 1.5 - 1 - C). Ich zasięg obejmuje część sedymentów, w których spodziewano się stopniowej stabilizacji obrazu falowego. Przeprowadzone badania sejsmiki refleksyjnej HR określają głębokość działalności lądolodu oraz strukturę sedymentów poniżej 100 metrów ponad poziomem morza. Założono połączenie rezultatów poprzez ich zestawienie w domenie głębokości oraz poszukiwanie. cech. wspólnych,. opracowanych. wyników.. Przetwarzanie. danych. zaprojektowano w taki sposób, aby wyniki każdej z metod zostały uwzględnione w trakcie wykorzystywania kolejnych wariantów sejsmicznych. Powodowało to powstanie multi metodycznego łańcucha analizy danych, którego wyniki są wzajemnie powiązane. Wielokanałową analizę fal powierzchniowych wykorzystano do uzupełnienia metody tomograficznej. W wariancie refleksyjnym rezultaty refrakcyjne posłużyły do stabilizacji obrazu fali obitej. Wspomniany transfer wyników stanowi podstawową bazę konstrukcji schematu przetwarzania danych. Motorem obrania kompleksowej drogi interpretacji materiałów sejsmicznych był dotychczasowy brak publikacji w literaturze polskiej, dotyczącej wielowariantowego obrazowania ośrodka polodowcowego. Opis adaptacji wykorzystanych narzędzi sejsmicznych dla potrzeb obrazowania wspomnianych sedymentów zawarto w kolejnych podrozdziałach niniejszej rozprawy.. 12.

(13) 2. Zarys geologii warstw przypowierzchniowych w rejonie badań. Równina Wałecka jest jednolitym regionem fizyczno - geograficznym. Znajduje się na terenie północno – zachodniej Polski. Stanowi część Pojezierza Południowo Pomorskiego. Graniczy od północy z Pojezierzem Szczecineckim oraz od zachodu z Pojezierzem Drawskim. Od południa sąsiaduje z Pojezierzem Wałeckim a od wschodu ogranicza ją Dolina Gwdy (Kondracki 2002). Jej lokalizację przedstawiono na tle mapy Polski. Położenie wspomnianego obszaru na tle pozostałych wydzieleń fizyczno - geograficznych przedstawia Rysunek 2.1 - 1. Obszar zainteresowania niniejszych badań znajduje się w jej południowowschodnim skrzydle opisywanej mezostruktury. Oznaczono go szarym markerem.. Rys. 2.1 - 1 Zmodyfikowana mapa geologiczna osadów powierzchniowych Pomorza Zachodniego (źródło:http://www.pgi.gov.pl/pl/oddzial-pomorski-v/geologia-pomorzazachodniego).. 13.

(14) Podstawowym źródłem wiedzy o geologii utworów podkenozoicznych są objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1 : 50 000 - arkusz Nadarzyce. Przeprowadzone studium geologiczne ma swoje uzasadnienie w relacji pomiędzy wykształceniem podłoża (Ruszczyńska - Szenajch 1987; Włodarski 2002), a tektoniką glacjalną (Krzemiński 1974; Goździk 2007; Brodzikowski 1991; Wateren 1995). Rozważania dotyczące wspomnianej zależności należy odnieść do skali regionu, gdyż lokalna postać deformacji polodowcowej jest konsekwencją procesów o znacznie szerszym zasięgu. Pod względem tektonicznym powierzchnia arkusza Nadarzyce znajduje się w obrębie Wału Pomorskiego, pomiędzy blokami Czaplinka - na północy i Piły - na południu (Dobracka, Piotrowski 2002; Dadlez 1994). W centralnej części znajduje się obniżenie zwane dyslokacją drawską, której uskoki mają charakter normalny, zgodny z rozciągłością strukturalną bloku Czaplinka. Dodatkowo, w zachodniej części mapy - w obrębie bloku Czaplinka, zaznacza się wpływ tektoniki salinarnej, mającej związek z zachodnim zakończeniem poduszki solnej Prądów (Dadlez 1994). Podbudowę kenozoiku w rejonie badań stanowią utwory Jury dolnej (Liasu), tworzące prawie monotoniczną powierzchnię. Pokrywa je warstwa oligoceńskich łupków szarych bądź czarnych. Położenie stropu wspomnianych utworów mezozoicznych, oszacowano na podstawie głębokich otworów na poziomie ok. 80 metrów p .p. m. (Mądry 2005). Ogólny pogląd na sposób wykształcenia stropu mezozoiku przedstawia syntetyczne zestawienie przedstawione na rysunku 2.1 - 2. Obrazuje on regionalny - w porównaniu z rozważanym rejonem badań, szkic tektoniczny okolic Wałcza. Pozornie niezaburzony obszar na linii Wałcz - Czaplinek nie ma odzwierciedlenia na mapie stropu miocenu, co wskazuje na brak harmonijnej postaci utworów jury w skali lokalnej. Anomalne zmiany elewacji powierzchni miocenu nie wykluczają udziału tektoniki salinarnej - poza glacitektoniką, przy wyniesieniu stropu neogenu w okolicy Górnicy i Nadarzyc. Wspomniane punkty nie występują w bliskim sąsiedztwie rejonu badań, jednak procesy halokinetyczne mogły mieć wpływ na postać dyslokacji drawskiej i wtórnie kształtować obszar objęty badaniami. Zamieszczony jako ilustracja - Rys. 2.1 - 3, szkic spągu Plejstocenu został opracowany przez Mądry 2005 i in. na podstawie materiałów wiertniczych, kartograficznych (Kopczyńska - Żandarska, 1970b; Maksiak,. Mróz,. 1976. a),. b). i geofizycznych (Graniczny. 1995).. Powierzchnia. podczwartorzędową ma charakter poligenetyczny. Została ukształtowana na bazie współwystępujących zjawisk egzaracyjnych, denudacyjnych i erozyjnych. Dodatkowo, nie jest wykluczona obecność procesów neotektnicznych w trakcie jej kształtowania. Zmiany elewacji stropu miocenu są bardzo duże i sięgają około 160 metrów. Ich zróżnicowanie wiąże. 14.

(15) się z glacitektonicznym wyciskaniem neogenu w wyniku nacisku lądolodu, który to proces stanowił podstawową siłę kształtującą model strefy polodowcowej.. Rys. 2.1 - 2 Zmodyfikowana mapa geologiczna odkryta, na obszarze której zaznaczono pozycje arkusza ,,Nadarzyce”(czerwone linie przerywane). Źródło: Polski Instytut Geologiczny. Kierunkowość from osadów mioceńskich ma swój początek w sposobie wykształcenia formy osadów mezozoicznych. Na szczególną uwagę zasługuje zbieżność pomiędzy kierunkiem strukturalnym bloku Czaplinka z azymutem głębokiej rynny subglacjalnej, znajdującej się w centrum arkusza Nadarzyce (Rys. 2.1 - 3). Wspomniane obniżenie przebiega prawie południkowo, pokrywa się z zasięgiem dyslokacji drawskiej. Obszar badań zlokalizowano na skłonie południowego obrzeżenia rynny glacjalnej. Przy określeniu pozycji profilu badawczego uwzględniono kierunek nasuwania się lądolodu i charakter strukturalny 15.

(16) dyslokacji drawskiej. Przewidywano, że wspomniany rejon powinien skupiać większość naprężeń glacitektonicznych. Skutkiem tego procesu może być szczególnie złożona forma osadu polodowcowego. Dodatkowo zakładano wyższe prawdopodobieństwo kartowania tzw. „struktur z wyciśnięcia”, bądź innych form deformacyjnych, zaburzających pierwotna postać osadu polodowcowego. Obserwując morfologię osadów miocenu należy stwierdzić, że kontakt pomiędzy trzeciorzędem a czwartorzędem będzie jednym z podstawowych horyzontów/ granic referencyjnych konstruowanego modelu sejsmo - geologicznego. Wspomniane założenie ma uzasadnienie w kilku argumentach, jednakowo ważnych, wspierających w sposób logiczny postawione twierdzenie. Pierwszy z nich wynika z różnic w konsolidacji materiału na granicy wspomnianych formacji, spowodowaną przez wtórną kompakcję miocenu w miejscach wystąpienia stanów naprężeń (Boulton 1993). Po drugie granica ta występuje na całym obszarze, tak więc można ją traktować jako element stały w bardzo zmiennym środowisku sedymentów polodowcowych. Docelowo, trzeci argument wynika z poligenetycznego charakteru granicy, która to spełnia wszelkie cechy granicy erozyjnej. Jest to bardzo istotna informacja z sejsmicznego punktu widzenia, ponieważ zwykle tego typu przejście pomiędzy formacjami jest bardzo wyraźne na tle pozostałych, subtelniejszych kontaktów powstających w warunkach spokojnej sedymentacji (Van Loon 1987, 1995). Na podstawie przytoczonych argumentów należy podkreślić istotną rolę stropu osadów mioceńskich w prawidłowym podejściu do. konstrukcji. modelu sejsmo-. geologicznego (Rys. 2.1 - 3). Dodatkowo na jego bazie można wysnuć wniosek, który prowadzi do przekonania o przewadze w możliwościach obrazowania granic erozyjnych nad sedymentacyjnymi. Na opisywanym obszarze, geologii utworów czwartorzędowych – przynajmniej do czasów powstania mapy Nadarzyce, nie poświęcono wiele uwagi. Sam autor objaśnień do dyskutowanego arkusza dokumentuje, że na terenie objętym mapą nie prowadzono dotychczas systematycznych, szczegółowych prac kartograficznych (Mądry 2005). Równocześnie podaje odniesienie do dostępnych materiałów tj.: mapy w skali 1 : 100000 opracowanej do Przeglądowej mapy geologicznej w skali 1 : 300000 ark. Szczecin (Galon 1958) oraz mapy w skali 1 : 50000 dołączonej do mapy w skali 1 : 200000 arkusza Szczecinek (Maksiak, Mróz 1976 a,b). Wspomniane publikacje wnoszą pewne informacje o budowie, zarówno osadów czwartorzędowych jak i podłoża. Bogatsze dokumentacje opisujące osady Paleogenu i Neogenu pochodzą głównie z rejonów na południe i wschód od arkusza mapy (Ciuk 1970, 1972, 1974). Informacji o generalnym sposobie wykształcenia sedymentów polodowcowych dostarcza model korelacyjny A - B (Rys. 2.1 - 4). Powstał on na bazie interpretacji profili wiertniczych. Wspomniana seria wierceń przecina arkusz 16.

(17) Nadarzyce na kierunku NE – SW. Stanowi jedyne źródło informacji o utworach geologicznych w dyskutowanym rejonie. Na podstawie studium modelu 2.1 - 5 stwierdzono, że układ warstw jest monotonny. Zaczynając od powierzchni, model geologiczny składa się z piasków wodnolodowcowych na przemian z występującymi żwirami o miąższości dochodzącej do ok. 50 metrów.. Rys. 2.1 - 3 Mapa stropu trzeciorzędu zaczerpnięta z opracowania do arkusza ,,Nadarzyce 235” (Mądry 2005). Profil pomiarowy oznaczono linią czerwoną, pomiędzy trójkątnymi markerami oznaczającymi jego początek i koniec. Izolinie wysokości opisują morfologię tropu trzeciorzędu. Poniżej wspomnianej warstwy znajduje się glina zwałowa z cienkimi wkładkami piaszczystymi o miąższości około 60 metrów. Następnie wspomniany kompleks przechodzi 17.

(18) do postaci 20 metrowej warstwy piasków, pod którą znajdują się mułki zastoiskowe. Ostatnią warstwę pomiędzy spągiem miocenu a stropem jury są piaski z wkładkami mułków wodnolodowcowo-zastoiskowych. Nie wszystkie z wydzielonych kompleksów posiadają wyraźne rozgraniczenia litologiczne. Granice sejsmiczne są skojarzone z kontaktem osadów, pomiędzy którymi występują największe różnice w konsolidacji materiału. Są to strefy przejściowe pomiędzy ilastymi bądź pylasto - ilastymi warstwami a piaskami. W ogólnym zarysie, jedną z granic sejsmicznych jest powierzchnia erozyjna pomiędzy utworami plejstocenu a miocenu (Pugin 1996). Drugim, typowanym kontaktem litologicznym jest strop jury. Szczególnie interesujący może okazać się kompleks piaszczysto gliniasty, który w obrazie falowym może powodować destabilizację propagacji fali sejsmicznej. Oprócz opracowań związanych ze wspomnianymi arkuszami map istnieje niewielka ilość artykułów dotyczących opisywanego obszaru badań. Większość literatury związanej z pojezierzem Wałeckim, podaje zbyt ogólną charakterystykę geomorfologiczną dyskutowanej równiny, bądź nie wspomina o niej wcale. Duża zmienność form polodowcowych sprawia, że każdy z mikro regionów jest traktowany indywidualnie przez co autorzy opisują pewne wybrane stanowiska w obrębie pojezierzy. Dodatkowo, ilość dokumentacji geologicznych jest wprost proporcjonalna do ilości płytkich otworów co przekłada się na dostępność materiałów wybranej części obszaru polodowcowego. Arkusz Nadarzyce zawiera bogatą bazę otworów, jednak ich usytuowanie względem profilu badawczego poddaje pod dyskusję podobieństwo pomiędzy otworowo rozpoznanymi granicami a modelem budowy geologicznej w obrębie profilu sejsmicznego. Nie mniej, w przypadku braku dokładniejszych dokumentacji jest to cenne źródłem wiedzy o rejonie badań. Równina Wałecka jest monotonną równiną sandrową, której powierzchnia jest urozmaicona przez rynny subglacjalne, a także wgłębienia wytopiskowe. Sandry dominują w krajobrazie objętym wspomnianym arkuszem, jednak nie obejmują go w całości (Mądry 2005). Południowo - zachodnią część mapy - zgodnie ze szkicem geomorfologicznym na rysunku 2.1 - 7, stanowią wysoczyzny morenowe płaskie, nadbudowane częściowo przez kemy. Na wschód od obszaru zdominowanego przez wspomnianą. pokrywę. znajduje. się. fragment. wysoczyzny. morenowej. wtórnie. nienadbudowanej, o kierunku NW - SE. Stanowi on wydzielenie o charakterze wyspowym, ograniczone przez trzy rynny glacjalne. Pierwsza z nich znajduje się w rejonie wsi Golce, gdzie została wtórnie wykorzystana przez rzekę Świniarkę. Druga, równoległa do wspomnianej, ogranicza wspomniany teren od północnego-wchodu stanowiąc dolinę rzeki Dobrzycy. Trzecia o azymucie NE - SW, odcina wspomniany fragment od reszty form polodowcowych od południa w rejonie Karsiboru. Kierunkowość wspomnianych struktur 18.

(19) pozostaje w zgodności z charakterem podłoża, co zostało zasugerowane we wcześniejszym opisie.. Rys. 2.1 - 4 Mapa geologiczna szczegółowa (w skali: 1: 50 000), utworów czwartorzędowych arkusza Nadarzyce. Czerwoną linią wraz z trójkątnymi markerami oznaczono północno – wschodni oraz południowo – zachodni koniec profilu badawczego. 19.

(20) Rys. 2.1 - 5 Przykład przekroju geologicznego strefy utworów polodowcowych, interpretowany na bazie odwiertów profilu A - B (Rys. 1.2 - 6), stanowiący materiał pomocniczy arkusza,, Nadarzyce”. 20.

(21) Rys. 2.1 - 6 Zestawienie objaśnień geologicznych do przekroju wyeksponowanego na rysunku 2.1 - 5. Barwnymi szrafurami, stanowiącymi układ dwu- kolumnowy opisano oznaczenia geologiczne sedymentów. 21.

(22) Większe kemy pozostają w bliskim sąsiedztwie wyniesień osadów mioceńskich, natomiast przebiegi dolin rzecznych są kojarzone z ich spadkiem. Należy wspomnieć, że profil badawczy przecinał poprzecznie dyskutowany fragment wysoczyzny, dzieląc na połowę dystans pomiędzy wsią Rudki i Golce.. Rys. 2.1 - 7 Zmodyfikowany szkic geomorfologiczny utworów czwartorzędowych. Mapa autorstwa Mądry i in. 2005, stanowiąca uzupełnienie do objaśnień arkusza ,,Nadarzyce”. Kolorem czerwonym oznaczono położenie profilu sejsmicznego. Jego lokalizację dobrano tak by uzyskać obraz form znajdujących się w bezpośrednim sąsiedztwie pierwotnego czoła lodowca. Co więcej, profil sejsmiczny umiejscowiono na styku terasów kemowych, które to łagodnie przechodzą do postaci wysoczyzny morenowej. 22.

(23) Bliskość rynien subglacjalnych sprawia, że lokalizacja profilu jest szczególnie interesująca z punktu widzenia rozważań glacitektonicznych, ponieważ opisywane miejsce pomiarów pierwotnie było strefą reaktywacji pierwotnych systemów uskoków w podłożu (Klimek 1969, Włodarski 2014). Z tym faktem wiąże się bardzo wiele hipotez dotyczących powstawania struktur deformacyjnych, szeroko dyskutowanych w literaturze polskiej (Baraniecka 1971, 1978, 1984, 1995; Jaroszewski 1991,1994; Hałuszczak 1999, 2007; Krzyszkowski 1989, 1994; Morawski 2003, 2004; Niewiarowski 1964, 1965; Rotnicki 1976, Włodarski 2002, 2004, 2014) jak i zagranicznej (Aber 2007; Boyce 1991; Brodzikowski 1983, 1987; Godin 2002; Pedersen 2000; Niewiarowski 1995; Van Loon 1987).. Rys. 2.1 - 8 Schematyczny przekrój przez deformacje obrzeżenia plateau kemowego.. Liczne teorie na temat deformacji glacitektonicznej na przedpolu lodowca w niewielu przypadkach mają szanse być dokładnie zweryfikowane. Szczególnie cenne dla tego typu rozważań są dane pozyskiwane z kopalni odkrywkowych (Baraniecka 1978, Felisiak 1999, Van Loon i in. 2007), gdzie bezpośrednie przekroje stanowią podstawę weryfikacji form glacitektonicznych. Pośród bogatej literatury związanej z omawianym tematem miarodajne są opisy polskie, ponieważ zgodnie z niektórymi opiniami – głównie zagranicznymi, Niż Polski obfituje w złożone kompleksy glacitektoniczne. W trakcie studium geomorfologicznego wiele uwagi poświęcono publikacjom związanym z formami kemowymi (Bartkowski 1954, 23.

(24) Baraniecka 1995, Jaksa 2004, Jewtuchowicz 1969, Niewiarowski 1965). Na uwagę zasługuje publikacja autorstwa Goździk i Krysiak 2009, którzy przedstawili model struktur deformacyjnych w strefie brzeżnej plateau kemowego. Przedstawiony przekrój geologiczny na rysunku 2.1 - 8 obrano jako model reprezentatywny, ponieważ powstał przez analizę odkrywki w rejonie kopalni K. W. K. Bełchatów. Przykład został przytoczony ze względu na uderzające podobieństwo wychodni materiału polodowcowego na rysunku 2.1 - 8 do tych, obserwowanych w czasie pomiarów sejsmicznych. Jedyną różnicą pomiędzy dyskutowanymi przypadkami jest skala. Zgodnie z prowadzonym notatnikiem operatorskim, poczynając od południa, na profilu obserwowano mieszaniny piaszczysto - gliniaste, następnie strefę bardzo zwięzłych glin, które przechodziły przez skompaktowane piaski do słabo zwięzłych, sypkich piachów. W opisywanym przypadku podobieństwo przypowierzchniowe było zbyt duże, aby pominąć fakt zbieżności pomiędzy modelem eksponowanym przez Goździk, Krysiak a obserwowanymi zmianami facjalnymi na miejscu pomiarów. Jeżeli podobieństwo geologii powierzchniowej przekłada się na analogię wykształcenia struktury wewnętrznej w obu modelach to należy postawić tezę o właściwym doborze miejsca pomiarowego w kontekście zakładanej komplikacji utworów polodowcowych. Dodatkowo, model geologiczny - ukazany na rysunku 2.1 - 8, potwierdza komplikację struktur deformacyjnych, których odwzorowanie jest jednym z wiodących zagadnień rozwijanych w niniejszej rozprawie.. 3. Etap prac polowych 3.1 Charakterystyka powierzchni pomiarowej oraz lokalizacja poligonu testowego. Profil przecinał teren równinny, słabo zróżnicowany pod względem wysokości (+ / – 5 metrów). Linia profilu przebiegała przez szereg pól uprawnych znajdujących się na płaskim wyniesieniu. Stanowisko badawcze otaczały doliny ablacyjne, wtórnie wykorzystywane przez lokalne rzeki. Zgodnie z przeanalizowanymi mapami geomorfologicznymi, wybrany obszar stanowi. centrum. równiny. sandrowej.. Powierzchnia. pomiarowa. odznaczała. się. zróżnicowaniem spoistości obserwowanego sedymentu. Powodowało to problemy z mocowaniem odbiorników oraz wzbudzaniem fali sejsmicznej. Pod względem logistycznym,. 24.

(25) teren nie był powodem dodatkowych komplikacji pomiarowych, ewentualne trudności mogły zaistnieć z powodu złych warunków atmosferycznych lub usterek technicznych.. Rys. 3.1 - 1 Mapa poglądowa lokalizacji profilu badawczego sejsmiki inżynierskiej oraz poligonu testowego.. Poligon pomiarów testowych zlokalizowano w pobliżu drogi dojazdowej, w centralnej części wybranego profilu badawczego. Jego pozycję wybrano ze względu na dogodny układ względem dróg lokalnych, przecinających profil badawczy. Oznaczono go kolorem żółtym. Właściwe prace akwizycyjne, prowadzono na dystansie pomiędzy puntami A i B, gdzie B stanowił punkt początkowy pomiarów sejsmiki inżynierskiej. Dodatkowo, na rysunku 3.1 - 1 określono pozycję przeprowadzonych pomiarów otworowych. 25.

(26) 3.2 Metodyki akwizycyjne w badaniach sejsmiki inżynierskiej. Projektowanie badań polowych w sejsmice ma na celu zapewnienie optymalnych parametrów rejestracji danych sejsmicznych. Sejsmika inżynierska w porównaniu z sejsmiką prospekcyjną pomija etap symulacji parametrów rozstawu sejsmicznego. Bazuje na doświadczeniach. literaturowych,. dopasowanych. do. dynamiki. zmian. struktur. przypowierzchniowych (Steeples 1990, 1995a, 1997, 1998; Francese et al. 1997, 2002, 2003; Juhlin et al. 2002; Hammer et al. 2004, Pugin 1999). W literaturze odnoszącej się do badań sejsmiki inżynierskiej HR (ang. High Resolution), etapowi akwizycji poświęcono wiele uwagi (Bergman 2002, 2004, 2005, 2006; Ziółkowski 1979, Miller 1994).. Rys 3.2 - 1 Konfiguracje bazowe geometrii pomiarowej w sejsmice inżynierskiej. Świadczy to o ogromnej roli geometrii układu pomiarowego oraz jej wpływie na pozyskiwane dane. Poza relacją pomiędzy parametrami układu rejestrującego a jakością danych warto wspomnieć o efektowności pomiarowej. Tempo przeprowadzania pomiarów w sejsmice HR zależy w dużej mierze od przyjętego schematu obserwacji. W większości opracowań dominują dwa podejścia, pierwszym z nich jest tzw. profilowanie ciągłe stałym układem pomiarowym (Rys. 3.2 - 1 - B), przesuwanym wzdłuż profilu. Drugim, klasyczne przemieszczanie źródła względem stałej pozycji rozstawu sejsmicznego (Rys. 3.2 – 1 - A). Sporadycznie stosuje się rozwiązanie przemysłowe, które zakłada przygotowanie linii odbiorników o długości równej profilowi pomiarowemu i wykonaniu serii wzbudzeń fali sejsmicznej w jego zakresie. Podstawowymi parametrami rozstawu sejsmicznego są: 26.

(27) odległość pomiędzy odbiornikami (X1), interwały wzbudzania (X4, X2) oraz odstępy pomiarowe (X, X3). Parametr X1 odpowiada za rozdzielczość poziomą w większości metod sejsmicznych, stałe X4 i X2 pozwalają na manipulację zasięgiem i postacią falową rekordów sejsmicznych, natomiast X i X3 powodują zwiększenie bądź zmniejszenie opróbowania przestrzennego danymi sejsmicznymi. Profilowanie ciągłe w sejsmice inżynierskiej swoją użyteczność zawdzięcza przede wszystkim rozwojowi metody wielokanałowej analizy fal powierzchniowych (MASW) (Miller 2003, 2002, Park 1999). Wysoka efektywność pomiarowa profilowania ciągłego wynika głównie z zastosowania urządzenia zwanego ,,land streamer”, którego konstrukcja wywodzi się z technik akwizycji morskiej (Inazaki 1999, Eiken 1989). Efektywność z jaką odbywają się pomiary morskie zachęciła pierwszych twórców ,,land streamerów” do przeniesienia zdobyczy akwizycji morskiej na ląd. Główną ideą, na której bazuje urządzenie jest rezygnacja z osadzenia czujników w gruncie. Bezpośredni kontakt geofonu z podłożem zapewniają stalowe podkłady. Dociskają one w sposób grawitacyjny odbiornik do podłoża. Dotychczasowe ograniczenia czasowe związane z przenoszeniem układu odbiorczego sprowadzono do kilkusekundowego przesunięcia całego rozstawu sejsmicznego do nowej pozycji (Van der Veen 2001, Pugin 2002). Obecnie jest to najszybszy sposób realizacji pomiarów sejsmicznych (Jensen 2002, Pugin 1999, Van der Veen 1998). Główną wadą - jak również zaletą opisywanej metodyki pomiarowej, jest brak stałego kontaktu odbiornika z podłożem Suarez (2009). Wynika stąd szereg problemów, poczynając od indukowanych zniekształceń amplitudowych sygnału a kończąc na redukcji jego spektrum. Obecnie podjęto wiele prób z użyciem ,,land streamer” w sejsmice refleksyjnej (Pugin 1999, Van der Veen 1998). Wszystkie pośród nich miały miejsce w terenie, który to można nazwać ,,korzystnym” z punktu widzenia powierzchni pomiarowej. Przykład przedstawionych pomiarów zakładał wykorzystanie streamera na powierzchni gruntu rodzimego, co spowodowało wprowadzenie modyfikacji do jego konstrukcji. Polegały one na użyciu docisków w kształcie półsferycznym. W czasie prowadzenia badań przy użyciu wspomnianego urządzenia, preferowanym typem metodyki jest wspomniane profilowanie stałym układem pomiarowym. Jego cechą szczególną jest możliwość zorientowania geometrii pomiarowej na śledzenie konkretnej granicy geologicznej (ang. targeting). W przypadku, gdy wymagane są informacje o warstwach płytkich jak i głębokich odpowiedniejsze jest podejście drugie, zakładające przemieszczanie źródła wzdłuż posiadanego układu odbiorników. Opinie na temat celowości stosowania mieszanych konfiguracji pomiarowych bywają rozbieżne, jednak ugruntowane pod względem praktycznym są te, które minimalizują udział czynnika ludzkiego (Gribler 2014; Miller 2003; Ryden 2002; Spitzer 2001; Van der Veen 1998, 2001). 27.

(28) W trakcie badań HR powszechnie stosuje się układy pomiarowe nie przekraczające 48 kanałów, posiadające geofony o różnych częstotliwościach przenoszenia drgań (Miller 1994, Pugin 2002). W starszych publikacjach z lat 90 - tych dominują odbiorniki 50 Hz, natomiast w ostatnich latach użycie geofonów 10 Hz stało się standardem. Manipulowanie geometrią pomiarową w sejsmice refleksyjnej HR można sprowadzić do jednego celu jakim jest zapewnienie odpowiedniego pokrycia w zakładanym rozmiarze binu (Prado 2000).. Rys. 3.2 - 2 Schematyczny obraz strefy Fresnela. Bin stanowi wycinek reflektora, na którym dochodzi do odbicia fali. Jego wielkość jest wiązana z pojęciem strefy Fresnela, która w sposób ilościowy charakteryzuje rozwieranie czaszy propagującej fali (dywergencję sferyczną). W wariancie pokrycia wielokrotnego, uzasadnioną praktyką jest stosowanie binu mniejszego bądź równego rozmiarowi wspomnianej strefy. Znaczenie promienia Fresnela r można przedstawić za pomocą ilustracji 3.2 - 2, gdzie jako S oznaczono pozycję źródła fali, Z0 jest głębokością warstwy odbijającej, natomiast λ jest długością fali. Promień strefy można zdefiniować wzorem: 𝑟=√. 𝜆𝑍0 2. (3.3-1). Technika wielokrotnego pokrycia dominuje w większości prac z zakresu rozpoznania utworów polodowcowych (Pugin 2009, Schmidt 2000). Krotność pokrycia w przyjętej kolekcji wspólnego punktu odbicia jest rozważana całościowo, przez wyrażenie ilości tras kolekcji CMP. Podejmując decyzję o przyjęciu sposobu realizacji prac polowych należy oszacować, które z cech wymienionych metodyk pomiarowych są istotne z punktu widzenia potrzeb i celu przeprowadzanych badań.. 28.

(29) Właściwy dobór źródła w sejsmice inżynierskiej warunkuje propagację sygnału sejsmicznego (Miller 1986; Pullan 1987). Z testów technik wzbudzania w utworach polodowcowych wynika, że istnieją dwa podstawowe problemy związane z sejsmicznym obrazowaniem wspomnianych sedymentów (Ghose 1998, Miller 1986, 1994; Matsubara 1995, Nijhof 1990, Patterson 1964). Pierwszym z nich jest opóźnienie przyjścia fali refleksyjnej, związane z nierównymi warunkami wzbudzania (Patterson 1964), natomiast drugim inwersja prędkości w strefie przypowierzchniowej. Otworowe testy wzbudzania fali na różnych głębokościach (Patterson 1964) dowodzą, że rosnąca energia źródła nie wpływa właściwie na poprawę czasu przyjścia fali użytecznej. W świetle przedstawionych argumentów, właściwą jakość rekordów nie uzyskuje się przez wykorzystywanie wysokich energii źródła, ale przez sposób jej przenoszenia w ośrodek geologiczny. Najwcześniejsze, udokumentowane prace sejsmiki inżynierskiej, pochodzące z Niżu Polskiego wskazują jednoznacznie, że jakość rekordów nie jest związana z rosnącą energią źródła (Twardowski 1970). Lepsze rezultaty obserwowano. przy powierzchniowo grupowanych, niewielkich. ładunkach wybuchowych. Przyczyn tego zjawiska należy szukać w deformacji gruntu w strefie około źródłowej. Duże energie powodują wtórną konsolidację gruntu wokół miejsca emisji energii sejsmicznej. Opóźnia to przeniesienie energii sejsmicznej w ośrodek geologiczny, skutkując całkowitym opóźnieniem w czasie przejścia impulsu fali użytecznej. Badania powierzchniowe z przyczyn oczywistych nie zapewniają absolutnej powtarzalności warunków wzbudzania i odbioru. Z technicznego punktu widzenia za opóźnieniem sygnału fali użytecznej stoi sposób osadzenia geofonu/czujnika startowego wyzwalającego układ rejestrujący. Sztywne osadzenie geofonu w gruncie - w bezpośrednim sąsiedztwie źródła teoretycznie/ metodycznie zapewnia właściwy moment wyzwolenia sejsmografu. W praktyce, nie gwarantuje to stabilności czasowej, czego przyczyną jest zmienna konsolidacja materiału wokół źródła. Wzbudzenie fali odbywa się w momencie oparcia młota o zagęszczone podłoże. Stosowanie metalowych bądź polimerowych podkładów przyspiesza przejście energii sejsmicznej w grunt poprzez zwiększenie powierzchni drgającej. Rozmiar wspomnianej płyty powinien być dobrany tak by zabezpieczać podobne warunki wzbudzania pomiędzy kolejnymi pozycjami źródła i ograniczać pogrąz podstawy młota, niezależnie od charakteru gruntu pod płytą. Zasadniczą różnicą pomiędzy konwencjonalnym - kablowym, wyzwalaniem (ang. triggering) a jego zdalną formą, polega na powtarzalności czasu wzbudzania i uruchomienia źródła. W przypadku łączności bezprzewodowej pomiędzy urządzeniem wzbudzającym a systemem rejestrującym, zróżnicowanie czasu przyjścia sygnału użytecznego jest związane wyłącznie z lokalnymi właściwościami ośrodka. W 29.

(30) świetle przedstawionych argumentów zadecydowano o skorzystaniu z formy radiowego wyzwalania aparatury sejsmicznej oraz modyfikacji omówionych wzorców geometrii pomiarowych dla potrzeb obrazowania ośrodka polodowcowego. Omówienie wspomnianych aspektów zawarto w kolejnych podrozdziałach. Przeprowadzono je na bazie testów polowych.. 3.3 Sprzęt pomiarowy. Do przeprowadzenia pomiaru zastosowano odbiorniki pionowo spolaryzowane. Wybór geofonów 10 - cio hercowych wynikał z zakładanego przesunięcia widma sygnału użytecznego w stronę niskich częstotliwości. Głównym czynnikiem warunkującym ich dobór było wysokie tłumienie sygnału sejsmicznego w strefach występowania suchych glin. Oprócz wspomnianych geofonów zastosowano również czujniki 4.5 hercowe. Posłużyły one wyłącznie dla potrzeb metody MASW oraz pomiarów pasywnych. Badania polowe w metodzie MASW oparto o mobilny układ odbiorczy, zdefiniowany w literaturze anglojęzycznej pod pojęciem ,,land streamer’a”. Znane formy wspomnianego urządzenia posłużyły jako baza do konstrukcji jego autorskiej wersji, dopasowanej do warunków terenowych Równiny Wałeckiej. Fotografia 1 przedstawia fragment układu mobilnego, użytego w czasie badań. Poza widocznymi elementami konstrukcja zawierała sejsmograf firmy ABEM MK - 6 wraz z kablem geofonowym, kompatybilnym z wymienionym sejsmografem. Do rejestracji rekordów refleksyjnych użyto systemu Geode DZ. Należy on do rodziny systemów akwizycji firmy Geometrics. Geode DZ jest przeznaczony do badań z zakresu sejsmiki inżynierskiej 3D, jednak na potrzeby omawianych pomiarów został zredukowany do postaci pojedynczej linii 2D. Jego główną zaletą jest elastyczność związana z możliwością swobodnej re - konfiguracji postaci układu rejestrującego. Dzięki zastosowaniu budowy modułowej Geode posiada segmentową strukturę wewnętrzną (Fot.3). Składa się z tzw. ,,boksów” – przetworników, analogowo – cyfrowych, połączonych kablami przesyłowymi, obsługującymi nie więcej niż 8 kanałów. Geode swoją konstrukcją znacząco różni się od zintegrowanych urządzeń sejsmicznych typu Terralock Pro lub StrataVizor. Pełna obsługa urządzenia odbywa się przy użyciu komputera klasy PC (ang. Personal Computer), stanowiącego element układu urządzeń rozproszonych Geode DZ. Zmiana parametrów pomiarowych odbywa się przy pomocy interfejsu GUI (ang. Graphical User Interface) oprogramowania MGOS (ang. Multiple Geode Operating System). Urządzenie umożliwia 30.

(31) zapis 65536 próbek na kanał przy elastycznie dobieranym czasie próbkowania. Zakres dynamiczny urządzenia nie przekracza 115 dB, natomiast częstotliwość obejmuje przedział 1.75 Hz – 8 kHz.. Fot.1. Fragment mobilnego układu pomiarowego sejsmiki inżynierskiej – ,,land streamer”.. Fot.2. Źródło sejsmiczne użyte w czasie pomiarów. Samobieżny ciągnik IC 35 wraz zamontowanym tupakiem sejsmicznym opartym o układ sprężyn azotowych.. 31.

(32) Fot.3. System pomiarowy użyty w czasie badań refleksyjnych- Geode DZ. W badaniach zastosowano system generujący drgania sejsmiczne firmy Seismic Source, składający się z akcelerowanej masy (ok. 200 kg), przyspieszanej układem mechanicznym, opartym o sprężyny azotowe. Urządzenie było wyposażone w układ synchronizujący źródło sejsmiczne z systemem rejestrującym Geode DZ. Do przewożenia źródła w terenie wykorzystano samobieżny ciągnik gąsienicowy IC 35 (Fot.2). Decyzję o wykorzystaniu wspomnianego typu źródła sejsmicznego podjęto z powodów metodycznych i logistycznych. Zastosowanie źródła impaktowego nie wymagało zaangażowania dodatkowej obsługi jak ma to miejsce w przypadku źródła wibratorowego. Dodatkowo użyte źródło sejsmiczne stanowi ugruntowaną w praktyce formę wzbudzenia drgań w ośrodku polodowcowym.. 3.4 Parametryzacja układów pomiarowych - testy polowe. Prace akwizycyjne skupiały się wokół metody sejsmiki refleksyjnej 2D. Etap testowy polegał na wykonaniu pojedynczego rozstawu sejsmicznego wzdłuż wybranego fragmentu profilu badawczego, stanowiącego poligon testowy. Głównym celem działania było oszacowanie jakości danych sejsmicznych, pozyskanych ze wstępnie założonej geometrii. 32.

(33) pomiarowej. Równie ważnym elementem testu było dopasowanie parametrów rozstawu do lokalnych warunków terenowych i geologicznych Równiny Wałeckiej. Próbne pomiary przeprowadzono z uwagi na indywidualne podejście do realizacji prac polowych w sejsmice inżynierskiej (Bergman 2002, 2004, 2005, 2006; Park 2002; Pullan 1990; Whiteley 1998). Dodatkowo przeprowadzono test aparatury i źródła sejsmicznego. W aspekcie technicznym test polowy przy użyciu 48 kanałowej aparatury miał dwa podstawowe cele. Pierwszym z nich było oszacowanie czasu poświęconego badaniom na pojedynczym rozstawie. Celem drugim stała się weryfikacja systemu wyzwalania radiowego firmy Seismic Source. Lokalizacja rozstawu testowego miała miejsce w środkowej części profilu badawczego sejsmiki inżynierskiej (Rys. 3.1 - 1). Długość linii odbioru wynosiła 235 metrów (Rys. 3.4 1). W zakresie rozstawu testowego przeprowadzono wzbudzanie fali w punktach jeden S1 i S2. Częstotliwość próbkowania tras sejsmicznych wynosiła 0,125 msec, natomiast długość rekordów ustalono na 2 sekundy. Procedura na wczesnym etapie realizacji badań wniosła wiele istotnych informacji, określających w sposób ilościowy podejście do akwizycji. Rysunek 3.4 - 1 przedstawia konfigurację pojedynczego rozstawu testowego. Podkreślono w nim dwie podstawowe postaci rekordów sejsmicznych (1) i (2), posiadające lokalizację punktu wzbudzania na skraju i wewnątrz układu odbiorników. Wspomniane pozycje źródła sejsmicznego wpływają na rozmiar strefy zakłóceń koherentnych, ilość rejestrowanych zjawisk refleksyjnych oraz na rozmiar strefy cienia sejsmicznego fali odbitej. Wstępie oszacowano rozmiar strefy martwej fali refrakcyjnej (dx i dx1) oraz zakresu cienia sejsmicznego płytkich refleksów na około 10 kanałów tj. 50 m. Oznacza to, że od dziesiątego kanału obserwowano pierwsze wstąpienie zakrytycznej fali refrakcyjnej, które na niewielkich odległościach od źródła współwystępowało ze zjawiskiem fali odbitej. Oznaczono je czerwoną płaszczyzną na rysunku 3.4 - 1. Równocześnie była to granica czasowa, od której pojawiał się sygnał użyteczny. Na tej podstawie oszacowano możliwość detekcji najpłytszego horyzontu refleksyjnego. Dokonano oceny możliwych pozycji źródła w zakresie rozstawu sejsmicznego. Z rysunku 3.4 - 1 wynika, że najpóźniejszy czas przyjścia na rekordzie numer 2 posiada horyzont refleksyjny oznaczony kolorem zielonym (głęboka granica odbijająca na czasie 270 msec). Kształtuje się ona wyraźnie pomiędzy 110 a 235 metrem. Stanowi to około 1/2 długości rozstawu. Najgłębszy horyzont posiada strefę cienia równą ok. 130 m. Wspomniana informacja jest bardzo istotna, ponieważ dzięki niej sprecyzowano maksymalny zakres pozycji punktów wzbudzania poza rozstawem, równy 120 metrów.. 33.

(34) Rys. 3.4 - 1 Rekordy sejsmiki refleksyjnej, zarejestrowane na rozstawie testowym.. 34.

(35) Estymacja modelu przypowierzchniowego nie wymaga dużych krotności pokrycia. Istotna jest konfiguracja geometrii pomiarowej, która pozwala na rejestrację fali obitej zarówno od płytkich jak i głębokich granic geologicznych.. Rys. 3.4 - 2 Opracowany schemat konfiguracji pomiarowej w wariancie refleksyjnym. Posiadając informacje o charakterze zapisu, zadecydowano o sposobie realizacji prac związanych z metodą refleksyjną. Ustalono interwał wzbudzania poza rozstawem na dziesięć metrów, natomiast w obrębie rozstawu co 20 metrów. Odstępy pomiędzy pozycjami rozstawów sejsmicznych określono na 120 metrów. Ostateczną postać wykorzystanej geometrii przedstawia rysunek 3.4 - 2, gdzie w punktach (1) i (3) ukazano niesymetryczną postać klasycznego rozstawu sejsmicznego, prezentowanego na rysunku 3.3 - 1 - A. W części (2) zastosowano dodatkową pozycję układu pomiarowego, którego funkcją było uzupełnienie zbioru rekordów sejsmicznych o dodatkowe rejestracje refleksów od granic głębokich. Późniejsza realizacja prac terenowych potwierdziła efektywność pomiarową obranej strategii realizacji prac polowych. Wykorzystana geometria pozwoliła na utrzymanie wysokiego pokrycia trasami zawierającymi sygnał fali odbitej od płytkich oraz głębokich warstw. Przedstawiony w poprzednim podrozdziale system akwizycji Geode Dz posiada moduł umożliwiający selektywną analizę widma rejestrowanych danych w czasie rzeczywistym. Wiedza dotycząca redukcji spektrum sygnału sejsmicznego pomogła oszacować promień rozwierania sferycznego - ok. 10 metrów. Tym samym zdefiniowano rozmiar kolekcji 35.

(36) wspólnego punktu odbicia - bin-u. Rozmiar wykorzystany w badaniach wysokiej rozdzielczości był nietypowy, ponieważ zwykle osiąga on wartości 2,5 do ok. 7 m (Pugin 1999). Jego powiększenie było kompromisem pomiędzy utrzymaniem stosunku sygnału użytecznego do szumu, zachowaniem odpowiedniej rozdzielczości strukturalnej modelu oraz zapewnieniem redukcji wpływu zakłóceń koherentnych i zjawisk współtowarzyszących o charakterze fal prowadzonych.. Rys. 3.4 - 3 Rozkład pokrycia w kolekcjach wspólnego punktu odbicia. Zaprojektowanie geometrii pomiarowej pozwoliło ostatecznie na powstanie stref kumulacji w rozkładzie pokrycia na rysunku 3.4 - 3, którego punkty estymacyjne o podwyższonym pokryciu spełniały istotną rolę z punktu widzenia przetwarzania danych refleksyjnych i analiz prędkości. Linią czerwoną na rysunku 3.4 - 3 oznaczono wartość średniego pokrycia w kolekcjach CMP. Białymi słupkami, zakończonymi czerwonymi markerami, kolekcje o najwyższej wartości pokrycia. Pomiar testowy metodą MASW stanowił osobny etap realizacji pomiaru testowego, którego schemat przedstawia rysunek 3.4 - 4. Układ odbiorczy stanowił ,,land streamer” o interwale odbiorników równym 1 metr. Całość urządzenia została umocowana liną do pojazdu terenowego, służącego jako ciągnik dla kafara sejsmicznego. Długość układu odbiorczego wynosiła 24 metry. Konstrukcję wyposażono w odbiorniki sejsmiczne o częstotliwości naturalnej 4.5. W części 1 rysunku 3.4 - 4 przedstawiono rekord zarejestrowany przy wzbudzaniu na skraju układu odbiorczego (A). Kolorem czerwonym oznaczono strefę kształtowania się fali powierzchniowej. Zjawisko zdefiniowano w literaturze pod nazwą efektu bliskiego pola (ang. near- field effect, Foti 2014). Jego zakres występowania wynosi ok. 14 kanałów. Strefę oznaczono symbolem dx. Po odsunięciu pozycji 36.

(37) źródła względem rozstawu sejsmicznego o wspomnianą wartość otrzymano zapis rekordu, widoczny w sekcji 2 rysunku 3.4 - 4. Dzięki wspomnianemu działaniu otrzymano właściwy, liniowy zapis faz fali powierzchniowej oraz ustalono konfigurację rozstawu w metodzie MASW (B).. Rys. 3.4 - 4 Schemat pomiaru testowego w metodzie wielokanałowej analizy fal powierzchniowych.. 37.

(38) W trakcie późniejszego wykonywania pomiaru w metodzie MASW profil badawczy podzielono na odcinki estymacyjne o długości 20 m. W ich zakresie założono 2 metrowy interwał pomiarowy, wykonując serię 10 wzbudzeń fali sejsmicznej przy stałym odsunięciu źródła o 20 m względem pozycji układu mobilnego. Dystans pomiędzy wspomnianymi odcinkami – interwał pomiarowy pomiędzy kolejnymi odcinkami estymacyjnymi, wynosił 20 metrów. Fragmenty profilu objęte badaniami MASW zaprojektowano tak, aby uzyskać informacje o ośrodku przypowierzchniowym w miejscach występowania strefy martwej fali refrakcyjnej - względem pierwotnie realizowanych badań refleksyjnych. Zastosowanie ,,land streamera” pozwoliło uzyskać 500 rekordów sejsmicznych z dwukilometrowego odcinka w przeciągu jednego dnia pomiarowego. Schemat opracowanej geometrii pomiarowej ujęto na rysunku 3.4 - 5. Numerem 1 i 2 na rysunku 3.4 -5 zaznaczono pozycję rozstawu MASW, na dwóch sąsiadujących odcinkach estymacyjnych.. Rys. 3.4 - 5 Geometria pomiarowa, wykorzystana w wariancie wielokanałowej analizy fal powierzchniowych. Na rysunku 3.4 - 6 przedstawiono przykładowe rekordy sejsmiczne uzyskane w trakcie pomiaru testowego MASW. W części A przedstawiono zapis fali powierzchniowej zarejestrowany przy dociskowym kontakcie odbiorników z podłożem. Przykład B jest rejestracją wykonaną przy użyciu geofonów wbijanych w grunt. Jakość prezentowanego rekordu A jest bardzo dobra. Obrazuje on niewielką ilość zniekształceń wywołanych 38.

(39) dociskowym kontaktem z podłożem. Widoczne zakłócenia o niskiej częstotliwości nie wpłynęły znacząco na postać fazową fali powierzchniowej. Test na gruncie rodzimym z użyciem układu mobilnego uznano za zakończony powodzeniem.. Rys. 3.4 - 6 Przykładowe rekordy zarejestrowane w czasie pomiarów polowych w metodzie MASW. Ostatnim etapem badań testowych był nasłuch pasywny. Pomiar przeprowadzono przy użyciu liniowego układu 48 odbiorników 4.5 hercowych. Odległości pomiędzy czujnikami wynosiły 5 metrów. Zrezygnowano z konfiguracji dwuwymiarowej ze względu na ograniczenia terenowe, związane z pozwoleniem na badania w zakresie wąskiego pasa posesji. Test ograniczono do sprawdzenia stanu technicznego odbiorników oraz sprawności układu rejestrującego. Właściwe przeprowadzenie pomiaru planowano na czas aktywności grupy sejsmicznej w zakresie profilu badawczego. Wykonano je w pozycjach pierwotnych rozstawów refleksyjnych (Rys. 3.4 - 7 - B). Zakładano rejestrację dwóch typów źródła szumu sejsmicznego. Pierwszym były naturalne zakłócenia, natomiast drugim fala indukowana urządzeniami sejsmicznymi. Rejestracje tła pasywnego prowadzano w przeciągu 30 min, 39.

(40) zapisując je do postaci 2 sekundowych rekordów o gęstości próbkowania 0,250 msec. Uzyskano 13 rekordów zbiorczych dla każdej pozycji pomiarowej. Każdy z nich powstał poprzez składanie pionowe dwusekundowych zapisów tła pasywnego.. Rys. 3.4 - 7 Barwna ekspozycja pasywnych zapisów zbiorczych oznaczona literą A oraz geometria pomiaru pasywnego oznaczona literą B.. Przestrzenną ekspozycję rejestrowanych rekordów pasywnych przedstawia rysunek 3.4 - 7 - A. Krótkie, 2 - sekundowe miały na celu eliminację zjawisk o niskiej koherencji fazowej (Lacoss 1969, Louie 2001, Park 2005). Uznano, że 2 sekundowa bramka czasowa, w której dokonywano rejestracji, jest wystraczająca do rejestracji tła w przedziale 4.5- 20 Hz. 40.

(41) 4. Badania otworowe i wielokanałowa analiza fal powierzchniowych. 4.1 Badania otworowe i ich rezultaty. Badania otworowe przeprowadzono przy użyciu sondy geofonowej, pozwalającej na rejestrację zapisów fali bezpośredniej w trzech polaryzacjach. Pomiar polegał na jej zapuszczeniu do dna otworu i wzbudzaniu fali sejsmicznej na powierzchni. Układ odbiorczy przemieszczano z interwałem równym połowie długości sondy - dh. Każdorazowo wzbudzano drgania sejsmiczne na powierzchni. Do analiz wybrano pierwsze wstąpienia fali podłużnej i poprzecznej o polaryzacji wertykalnej. Wykonano wykresy zależności czasu przyjścia fali sejsmicznej od głębokości sondy w otworze. W ten sposób zdefiniowano hodografy przyjścia fali bezpośredniej (Rys. 4.1 - 2 i 4.1 - 3).. Rys. 4.1 - 1 Schematyczne ujęcie wykonania pomiaru sejsmicznego w otworze. Odwrotność wartości prędkości (współczynnik kierunkowy prostej) na każdym z hodografów można definiować jako stosunek głębokości Δh do czasu przyjścia fali bezpośredniej Δt na podstawie wzoru : 41.

(42) 1 𝑉. ∆𝑡. = ∆ℎ. (4.1-1). Wykorzystując wzór 4.1-1 dokonano interpretacji przyrostu wspomnianych wielkości, wyznaczając prędkość fali podłużnej i poprzecznej w interwałach głębokościowych. Wartości prędkości w każdej warstwie opisano przy pomocy barwnych etykiet (Rys. 4.1-2 i 4.1-3). Wynik interpretacji hodografu fali podłużnej, ukazuje słabo zróżnicowany układ prędkości interwałowych. Badanie wykazało trzy wartości fali podłużnej: 374 m/s do głębokości 5 metrów pod powierzchnią gruntu, 559 w interwale głębokościowym 5 - 17 m poniżej powierzchni gruntu oraz 1883 m/s w pozostałym zakresie głębokości. Wzrost wartości prędkości fali podłużnej uznano za wskaźnik zawodnienia. Punkt przejścia pomiędzy strefą saturacji i aeracji oznaczono go jako A na wykresie 4.1 - 2.. Rys. 4.1 - 2 Rozkład prędkości fali P, pozyskany na bazie sondy geofonowej. Rozkład prędkości fali poprzecznej w polaryzacji wertykalnej wykazuje wzrost w zakresie ok. 124 metra nad poziomem morza równy 685 m/s. W strefie płytkiej, pomiędzy 0 i 5 metrem głębokości posiada prędkości równe 255 m/s i 373 m/s. Poniżej poziomu 114 m. p. p. g. rozkład prędkości fali S stabilizuje się osiągając wartość 441 m/s. Wynik profilowania. 42.

(43) posłużył jako rozkład kalibracyjny wielokanałowej analizy fal powierzchniowych, omówionej w podrozdziale 4.2.. Rys. 4.1 - 3 Otworowy rozkład prędkości fali SV. Otrzymany profil prędkości fali poprzecznej (SV) w lokalnym zakresie głębokościowym posiada wartości prędkości większe niż fala podłużna, co nie jest zgodne z ogólnie przyjętą definicją właściwości ciała sprężystego (Aki i Richard 2002, Achenbach 1999, Essien 2014). Przyczynę tego zjawiska należy wiązać ze szczególnymi uwarunkowaniami geologicznymi materiału przypowierzchniowego, który nie wykazuje cech elastycznych (Essien 2014, Pickering 1970, Thomsen 2002). Obserwowana wartość prędkości fali S nie wynika z błędów pomiarowych. Oznaczenie czasu przyjścia było kontrolowane przez odbiornik referencyjny, znajdujący się w odległości 2 metrów od otworu. Wyjaśnieniem tego zjawiska są różnice w rozmiarze strefy kształtowania fali podłużnej i poprzecznej w strefie przyźródłowej. Możliwy jest również udział fali powierzchniowej jako czynnika zniekształcającego zapis czasu przyjścia fali bezpośredniej (Bodet 2009, 2014).. 43.

(44) 4.2 Cechy fali powierzchniowej oraz metoda wielokanałowej analizy fal powierzchniowych Warunkiem wystąpienia zjawiska fali powierzchniowej jest obecność powierzchni swobodnej oraz medium, w którym dochodzi do propagacji wspomnianej fali (Achenbach 1999; Aki, Richard 2002). Fala powierzchniowa pobudza cząstki gruntu do drgań po torze eliptycznym, o zwrocie przeciwnym do kierunku jej rozchodzenia. Na rekordach sejsmicznych prezentuje się jako paczka falowa, której składowe posiadają odrębne prędkości fazowe. Każdy komponent fali powierzchniowej rozprzestrzenia się niezależnie, równolegle do powierzchni terenu. Reaguje również niezależnie na zmiany prędkości w gruncie. Wynika stąd szczególna cecha fali powierzchniowej jaką jest możliwość detekcji inwersji prędkości. Przełamuje ona ograniczenia fali refrakcyjnej (Miller 1999), której charakterystyka została omówiona w podrozdziale 5. Większość ośrodków przypowierzchniowych nie jest jednorodna, co przekłada się na dyspersyjne zachowanie fali powierzchniowej. Zależność pomiędzy prędkością a częstotliwością determinuje użyteczność dyskutowanego zjawiska (Haskell 1953). Związek pomiędzy prędkością grupową i fazową fali powierzchniowej przestawia wzór: f 𝑑𝐶. C = V [1 − C 𝑑𝑓 ]. (4.2-1). ,gdzie przez C oznaczono prędkość fazową, V- prędkość grupową. Normalnymi warunkami dyspersyjnymi odznaczają się ośrodki, które pozwalają na propagację komponentów fali powierzchniowej z prędkością fazową większą niż ich prędkość grupowa. Dyspersja nie występuje, gdy C i V są równe. Ze wzoru 4.2-1 wynika zależność prędkości fazowej C od częstotliwości f. Spadek wartości prędkości fazowej jest zbieżny ze wzrostem spektralnym komponentów. fali. powierzchniowej.. Redukcji. częstotliwości. składników. fali. powierzchniowej towarzyszy wzrost ich prędkości fazowych. Propagacja fali powierzchniowej zależy od dwóch rodzajów pól prędkości: fali poprzecznej (Vs) i podłużnej (Vp). Powstaje w wyniku konwersji modalnej i interferencji, polegającej na przekształceniu padającego frontu falowego na granicę warstw i sumy zbieżnych fazowo zjawisk dylatacyjno - kompresyjnych oraz skręceniowych (Foti 2014, Roma 2002). Wspomniany proces przedstawia rysunek 4.2 - 1. Początkowy schemat kształtowania się fali powierzchniowej jest tożsamy z uproszczonym wzorcem propagacji fali. 44.

(45) konwertowanej. W wyniku interferencji powstaje eliptycznie zrotowana dystorsja zwana falą Rayleigh’a (Rys. 4.2 - 1).. Rys. 4.2 - 1 Schematyczne ujęcie konwersji modalnej na granicy warstw wraz zaznaczonym kierunkiem propagacji fali powierzchniowej. Różni się ona kinematycznie od zapisu fali konwertowanej. Pozostaje z nią w związku opartym o podobieństwo pól prędkości, od których wspomniane fale wzajemnie zależą (Foti 2014). Fala powierzchniowa jest zjawiskiem wysoko energetycznym, ponieważ około 60% energii źródła zostaje przekształcone do jej postaci. Jej amplituda maleje eksponencjalnie wraz z głębokością. W jednorodnym materiale przypowierzchniowym prędkość fazowa fali Rayleigh CRj jest wielkością stałą (wzór 4.2 - 1). W ośrodku niejednorodnym, warstwowanym prędkość fazowa fali powierzchniowej jest funkcją czterech parametrów: prędkości fali podłużnej (α), prędkości fali poprzecznej β , gęstości ρ oraz miąższości warstw h. W rzeczywistych warunkach jest zdeterminowana przez równanie „F” (4.2-2) , podane przez Andersona i in. (2003): 𝐹(𝑓𝑗 , 𝐶𝑅𝑗 , 𝛽, 𝛼, 𝜌, ℎ) = 0. (𝑗 = 1,2, … . , 𝑚). (4.2-2). Gdzie: fi - jest częstotliwością [Hz] 45.

(46) 𝛽 = (𝛽1 , 𝛽2 , … . , 𝛽𝑛 )𝑇 -jest wektorem fali poprzecznej, określającym wartość prędkości fali S (𝛽𝑖 ) w i-tej warstwie 𝛼 = (𝛼1 , 𝛼2 , … . , 𝛼𝑛 )𝑇 - jest wektorem fali podłużnej, określającym wartość prędkości fali S (𝛼𝑖 ) w i - tej warstwie 𝜌 = (𝜌1 , 𝜌2 , … . , 𝜌𝑛 )𝑇 - wektor rozkładu gęstości, określający wartość (𝜌𝑖 ) w i - tej warstwie ℎ = (ℎ1 , ℎ2 , … . , ℎ𝑛−1 )𝑇 - określa miąższości warstw jako (ℎ𝑖 ) dla i - tej warstwy n - stanowi numer kolejnych warstw ośrodka. Wielokanałowa analiza fal powierzchniowych jest jednym z wariantów metodycznych sejsmiki inżynierskiej, wykorzystującym zjawisko propagacji fali powierzchniowej. Jest ona szczególnie przydatna w obrazowaniu ośrodków o wysokim stopniu dezintegracji wewnętrznej. Proces przetwarzania danych w wielokanałowej analizie fal powierzchniowych rozpoczyna się od obliczenia krzywej dyspersji. Do tego celu wykorzystuje się technikę przesunięcia fazowego Park i in. (1998), zwaną żargonowo metodą transformacji pola falowego (ang. Phase-Shift Method). Rekord w dziedzinie czas - offset u(x,t) jest przekształcany do postaci offset częstotliwość kątowa U(x,ω) przy użyciu transformaty Fouriera o następującej postaci: 𝑈(𝑥, 𝜔) = ∫ 𝑢(𝑥, 𝑡)𝑒 −𝑖𝜔𝑡 𝑑𝑡 dla <-∞, +∞>. (4.2-3). ,gdzie ω jest częstotliwością kątową. U(x,ω) jest iloczynem spektrum fazowego [P(x,ω)] oraz amplitudowego [A(x,ω)] : 𝑈(𝑥, 𝜔) = 𝐴(𝑥, 𝜔)𝑃(𝑥, 𝜔). (4.2-4). [𝑃(𝑥, 𝑤)] zawiera informacje o dyspersji, natomiast [𝐴(𝑥, 𝑤)] charakteryzuje analizowany sygnał pod kątem zmienności amplitudy. 𝑈 (𝑥, 𝜔) można zapisać jako: 𝑈(𝑥, 𝜔) = 𝐴(𝑥, 𝜔)𝑒 −𝑖∅𝑥. (4.2-5). We wzorze 4.2-5 składnik ∅ określa się jako:. 𝜔. ∅=𝑐. 𝜔. (4.2-6). 46.