Hidrotehnicke gradevine
-
Upload
studentmlo123 -
Category
Documents
-
view
70 -
download
3
description
Transcript of Hidrotehnicke gradevine
-
HIDROTEHNIKE GRAEVINE
1. poglavlje: Podzemni istraivaki radovi 1. Fizikalne karakteristike i principi
1.1 Totalna i apsolutna poroznost 1.2 Darcy-ev eksperiment
2. Geofizika istraivanja 2.1 Seizmika istraivanja 2.2 Geoelektrina ispitivanja 2.3 Snimanja u buotinama
3. Geoloka istraivanja 3.1 Aluvij 3.2 Taloenje vjetrom 3.3 Taloenje ledom 3.4 Sedimentne stijene
4. Geostatistika analiza
2. poglavlje: Objekti u podzemlju: zdenci, galerije kolektori
1. Vodonosni i vodonepropusni slojevi 2. Projektiranje i izgradnja zdenaca i kolektora 3.Testiranje zdenaca 4.Izgradnja piezometara i metode mjerenja 5.Objekti za odlaganje otpada
3.poglavlje: Brane s prateim objektima
1.Podjela i klasifikacija 2. Projektiranje i izgradnja 3. Objekti na branama 4. Procesi u akumulacijama
4.poglavlje: Projektiranje s analizom nepouzdanosti
1. Analiza osjetljivosti 2. Analiza rizika i donoenje odluka
Nastavnik: prof.dr.sc. Roko Andrievi
Asistenti: mr.sc. Hrvoje Gotovac Veljko Srzi,dipl.ing.gra.
-
Poglavlje 1
PODZEMNI ISTRAIVAKI RADOVI Uvod
Potreba za pitkom vodom se poveava iz dana u dan, kao rezultat porasta
populacije na Zemlji. Posljedica toga je znaajan porast cijene vode za pie, a isto tako
raste i intenzitet traenja novih i modernijih metoda za pronalaenje voda u podzemlju.
Poloaj vode u podzemlju, koliina te njezin kemijski sastav imaju izravan utjecaj na
projektiranje i nain izvoenja ne samo podzemnih hidrotehnikih objekata, ve i
objekata na povrini zemlje.
Istraivaki radovi u podzemlju postaju osnova i temelj kvalitetnom projektiranju i
izvoenju hidrotehnikih graevina. Tradicionalne metode istraivanja podzemlja,
nekada adekvatne, konstantno se zamjenjuju novim znanstvenim tehnikama i novom
mjernom instrumentacijom. Inenjer u praksi, danas, raspolae raznim metodama i
tehnikama primijenjenim u geologiji, geofizici, geokemiji, matematikom modeliranju i
naravno, u buenju. Istraivake buotine te geofizika mjerenja raznih fizikalnih
parametara odavno su koritene u naftnoj industriji, dok je primjena u hidrotehnici bila
manje zastupljena. Taj nedostatak se esto odraavao u previsokoj cijeni objekata ili
nepouzdanoj izgradnji i projektiranju.
Geoloka i geofizika istraivanja, zajedno s inenjerskim projektiranjem i
izvoenjem graevinskih objekata, discipline su koje se meusobno isprepliu kako u
znanosti tako i u praksi. Premda postoje eksperti iz zasebnih podruja geologije,
hidrogeologije i geofizike, njihovo meusobno koordiniranje i usuglaavanje neophodno
je ako se eli postii kvalitetan rezultat. Graevinski inenjer duan je uspostaviti tu
koordinaciju i samim tim mora biti upoznat s osnovnim principima kako geologije,
hidrogeologije, tako i geofizike.
Glavni cilj ovoga poglavlja je dati pregled osnovnih metoda hidrogeologije, geofizike,
geokemije i geostatistike, koje mogu posluiti inenjeru (ili hidrogeologu) u rjeavanju
problema projektiranja i izvoenja hidrotehnikih objekata.
1
-
1. Fizikalne karakteristike i principi
Prije tumaenja samih karakteristika podzemlja dat je pregled nekih osnovnih
fizikalnih pojmova:
1. Energija, E, je kapacitet da se uini rad koji je produkt sile i puta na kome djeluje. Mjerna jedinica za rad je 1 Joul (J), to je ustvari sila od 1 N koja djeluje na putu od 1
m.
dFW = ( )LTML
TML
=
22
2
2. Sila, F, je produkt mase i akceleracije. Mjerna jedinica za silu je 1 Newton (N) - 1
kg s akceleracijom od 1 2sm
amF = ( )
=
22 T
LMTML
3. Teina vode, W, gravitacijska je sila zemlje koja djeluje na tijelo, i ima istu mjernu jedinicu kao i sila
gmW = ( ) 22 TML
TLM =
4. Gustoa vode:
VM
volumenmasa ==
5. Specifina teina:
VW
vrijemeduinamasa
vrijemeduina
duinamasag ==== 2223 (teina po jedininom volumenu)
Svaki dio podzemlja koji u sebi sadri vodu u mjerljivoj koliini naziva se vodonosni
sloj (akvifer). Voda moe ispunjavati sve pore u podzemlju ili samo dio pora te se po
tome definira stupanj zasienosti porozne sredine. Tijekom vremena nastajanja, stijena
u sebi formira dvije faze: fazu pora tj. otvorenog prostora, i vrstu fazu. Stijene pri
povrini zemlje u stalnom su procesu fizikalne i kemijske dekompozicije i desagregacije,
to rezultira kontinuiranim stvaranjem novih pora. Svako dodatno pomicanje stijena na
povrini zemlje moe uzrokovati pucanje i stvaranje dodatnih pukotina u stijeni.
Sedimenti su nakupine zrnastog materijala koji se taloio pod utjecajem vode, vjetra,
leda ili gravitacije. Sedimenti takoer sadre otvorene pore koje se primarno nalaze
izmeu zrnatog deponiranog materijala. Sedimentne stijene su formirane iz sedimenata
procesom diageneze, tj. procesom nastajanja kroz geoloke epohe. Vapnenake
2
-
stijene i dolomiti su primjeri sedimentnih stijena. Oni su formirani od kalcijevog
karbonata i kalcijmagnezijevog karbonata. Pri kori zemlje, sedimentne stijene su
napuknute i formiraju mreu pukotina stvarajui otvoreni volumen prostora raspoloiv
za kretanje vode. Otvori, pukotine i pore su od velike vanosti u hidrologiji podzemlja i
inenjerskoj praksi. Podzemna voda u odreenom stupnju zasienja ispunjava taj
prostor.
Slika 1.1 Otvori i pukotine u stijeni
1.1.Totalna ili apsolutna poroznost
Poroznost zemljanog materijala odnos je volumena otvorenog prostora (otvorenih
pora) prema totalnom volumenu promatranog uzorka. To je bezdimenzionalna veliina
najee dana u postotku
100VV
100uzorka volumen
pora Volumenn poroznost Totalna v== (1.1)
gdje je Vv volumen otvorenog prostora, V totalni volumen promatranog prostora i n je
totalna poroznost uzorka. Poroznost se laboratorijski odreuje uzimanjem uzorka s poznatim volumenom (V). Uzorak se potom sui do konstantne teine na temperaturi
od 105 C. Time se odstrani sva voda iz pora, ali ne i voda koja je kemijski vezana uz
minerale. Osueni uzorak se zatim potopi u posudu s poznatim volumenom vode i
ostavi dok se potpuno ne saturira. Volumen otvorenog prostora u uzorku, Vv, jednak je
razlici poznatog volumena vode u kojeg je uronjen i volumena vode u posudi kada je
uzorak izvaen.
3
-
=
d
bn 100 (1.2)
b = bruto gustoa uzorka uzorka volumen originalni suenja nakon uzorka masa =
=d gustoa suenja nakon odredjen zrna volumensuenja nakon uzorka masa materijala estica =
Opisani postupak mjeri efektivni porozitet, jer iskljuuje pore manje od molekula vode te
iskljuuje pore koje nisu meusobno povezane. Efektivna poroznost je prostor u
poroznoj formaciji, raspoloiv za protok vode i transport zagaenja kroz podzemlje. Za
potpuni saturirani uzorak, efektivna poroznost se (kinematiki) definira prema izrazu:
100uzorka Volumen
skigravitacij dreniran vode Volumen poroznost Efektivna =en (1.3)
Ogranienja za izraunavanje efektivne poroznosti ( )en postoje u slijedeim situacijama:
nepovezanost pora postojanje tzv. mrtvih zona dominiranje pukotina na veoj skali
Efektivni porozitet (raspoloiv za tok vode) ima vanu ulogu u procesima transporta
zagaenja u podzemlju. U nekim slabo poroznim materijalima (npr. glina ) razlika
izmeu totalnog i efektivnog poroziteta je velika i njihovo tono mjerenje je imperativ.
Porozitet se takoer dijeli na primarni i sekundarni. Primarni porozitet je nastao za
vrijeme taloenja sedimenata i uglavnom predstavlja prostor izmeu zrnatog materijala.
Njegova veliina ovisi o stupnju sortiranja i obliku deponiranog zrnatog materijala.
Sekundarni porozitet nastaje hidrolokim i kemijskim procesima nakon formiranja
sedimenata. Najei procesi koji utjeu na sekundarnu poroznost su rastvaranje
karbonatnih stijena, pukotine nastale tektonskim pomacima, te ostali procesi vlaenja i
rastvaranja stijena kemijskim utjecajem. Sekundarni porozitet doprinosi poveanju
efektivne poroznosti ( )en . Dolomiti i vapnenci poznati su i iroko rasprostranjeni primjerci sedimentnih stijena.
Oni su najee formirani od kalcijevog karbonata, gipsa, kalcijevog sulfata i drugih
klorida. Materijal od kojega su takve stijene formirane, nekada je bio u tekuoj fazi.
Kako su i padaline reverzibilnog karaktera, tako se i ova vrsta stijena moe ponovno
rastvarati. Cirkulacija podzemnih voda s vremenom rastvara stijenu prolazei kroz
povezane pore i pukotine. U nekim sluajevima posljedica rastvaranja moe biti znatno
4
-
poveanje pukotina i stvaranje kaverni i podzemnih spilja. Proces stvaranja karbonatnih
stijena je stalan. U Hrvatskoj, na podrujima kra i vapnenakih stijena, postoji veliki
broj takvih primjera.
Stijene metamorfnog podrijetla su nastale pod jakom toplinom i pritiskom na ve
postojee stijene. Njihov porozitet je uglavnom mali i rezultat je procesa vlaenja i
pukotina nastalih tektonskim pomacima. Porozitet je uglavnom funkcija otvora pukotina
te koliine materijala koji ispunjava pukotine.
Stijene vulkanskog podrijetla formirane su hlaenjem lave i u sebi sadre otvore i
pukotine kao rezultat razlike breg i sporijeg hlaenja. Ti otvori mogu biti nepovezani i
tada malo doprinose protoku vode, dok u sluaju njihove povezanosti mogu
predstavljati znaajnu trajektoriju za tok vode i pronos zagaenja kroz podzemlje.
Slika 1.2 Otvori i pukotine u vulkanskoj stijeni
U tablici 1.1 prikazan je srednji porozitet nekih stijena. Vrijednosti su samo
indikativnog karaktera, dok stvarne vrijednosti mogu znaajno varirati. U dosadanjem
tumaenju poroziteta moe se primijetiti volumen uzorka u nazivniku razlomka
tj.odabrana veliina uzorka. Porozitet je zato i funkcija veliine odabranog uzorka. U
podzemnom mediju ta veliina, odnosno veliina odabrane skale (mjerila), igra
znaajnu ulogu u procesima i fizikalnim parametrima podzemlja. Ostanimo na primjeru
poroziteta i promotrimo sluaj kada veliina uzorka ide u toku. Dakle, ako bi imali
instrument za mjerenje poroziteta u toci, postavlja se pitanje koliki je porozitet uzorka
koji ima veliinu infinitezimalne toke!?!
5
-
Porozna sredina
Ukupna poroznost
[%]
Efektivna poroznost
[%] ljunak 45 40
Pijesak 40 30 Sitni fini pijesak 32 5
Glina 47 0 1
Kreda 30 2 6
Pjeenjaci 20 5 15
Graniti 2 0.2 2 Vapnenci 0.5 - 20 0.2 - 10
Tablica 1.1 Srednji poroziteti nekih tipova poroznih stijena
Porozitet u toci je jedan ako je toka mjernog instrumenta pala u poru ili je nula ako
je pala u vrstu fazu (npr.zrno poroznog materijala).
Tek poveanjem veliine uzorka na neku konanu skalu, uvodimo obje faze i time
porozitet dobiva smisao izraza (1.1) ili (1.3). Drugim rijeima, dajemo matematikoj
toci u prostoru vrijednost poroziteta za odreeni volumen koji okruuje tu toku. Ovaj
se koncept zove reprezentativni elementarni volumen (REV) i predstavlja vrst prostorne integracije (odnosno osrednjavanja).
Osnovno pitanje koje se namee je kako odrediti veliinu REV- a u praksi, tako
da su mjereni fizikalni parametri relevantni (reprezentativni) za tu poroznu sredinu.
Veliina REV-a treba zadovoljavati slijedea dva uvjeta:
1. dovoljno velika da sadri dovoljan broj pora kako bi se srednja vrijednost mogla
nai uz istodobno zanemariv utjecaj fluktuacija na skali pora (npr.1 dm3 za
nekonsolidirane materijale).
2. dovoljno malena kako bi se varijacije parametara u prostoru mogle opisati
kontinuiranim matematikim funkcijama.
U stijenama s pukotinama, veliina REV-a moe biti iznenaujue velika tako da drugi
uvjet o kontinuiranim funkcijama i nije zadovoljen. Praktino se smatra da veliina REV-
a odgovara veliini uzorka kada mjerni parametar (npr.porozitet) dobiva konstantnu
vrijednost u grafu kada je prikazan kao funkcija veliine uzorka (Slika 1.3).
REV koncept ima nedostataka pogotovo u opisu stijena s pukotinama kada
potrebna veliina REV-a ima diskontinuitet u mnogim mjernim parametrima.
6
-
Slika 1.3 Definicija Reprezentativnog Elementarnog Volumena
Drugi pristup mjerenju relevantnih fizikalnih karakteristika podzemnih formacija je
koncept sluajne funkcije koji definira poroznu sredinu kao realizaciju sluajnog
procesa. Zamislimo, na primjer, da imamo vie uzoraka poroznog medija iste veliine
(npr. veliki broj kolona ispunjenih poroznim materijalom), te u svakom uzorku mjerimo
porozitet u toci (dakle, mjerimo ili jedan ili nula, ovisno da li je mjerna toka pala u poru
ili na zrno materijala). Srednja vrijednost (osrednjena po broju kolona) svih mjerenih
poroziteta u toci predstavlja osrednjavanje po realizacijama porozne sredine i jednaka
je prostornom osrednjavanju po jednom takvom uzorku. Vrlo bitna razlika je u tome to
je osrednjeni porozitet po skupu realizacija jednak za svaku toku uzorka.
Slika 1.4.
1. 2 Darcy-ev eksperiment
Poetak hidrologije podzemnih voda kao zasebne znanstvene discipline povezuje
se s 1856. godinom kada je francuski inenjer, po imenu Henry Darcy, objavio studiju
vodoopskrbe grada Dijon-a u Francuskoj. U tom radu Darcy je opisao laboratorijski
eksperiment protoke vode kroz cilindar pijeska. Rezultat eksperimenta je slijedei:
protok vode je proporcionalan razlici stupca vode na oba kraja ( ) te obrnuto
proporcionalan duini toka vode (npr. duini cilindra pijeska,
BA hhQ L Q 1 ). Ovaj pronalazak
je kasnije generaliziran u empirijski zakon koji i danas nosi ime pronalazaa. Dakle,
Darcy-ev empirijski zakon se moe pisati kao
7
-
=L
hhKAQ BA (1.4)
ili u diferencijalnom obliku
dldhKA Q = (1.5)
gdje dh/dl predstavlja hidrauliki gradijent, K je konstanta proporcionalnosti, A je
popreni presjek cilindra pijeska (Slika 1.6). Negativni znak u gornjem izrazu rezultat je
teenja u smjeru opadanja hidraulikog potencijala. K evidentno mora biti u funkciji
poroznog materijala koji ispunjava cilindar, jer e dranjem konstantnog gradijenta,
protok varirati za razliiti porozni materijal.
Slika 1.5. Makroskopski i mikroskopski koncepti toka podzemne vode
Parametar K koji se naziva hidraulika provodljivost (konduktivitet) ima veu vrijednost
za pijesak i ljunak, a manju za glinu i veliku veinu stijena. Budui je hidrauliki
gradijent, K, bezdimenzionalna veliina, ima dimenziju duina/vrijeme, tj. dimenziju
brzine.
Hubbert (1956.) je pokazao da Darcy-eva konstanta proporcionalnosti, K, ovisi ne
samo o vrsti materijala, ve i o fizikalnoj karakteristici vode koja prolazi kroz porozni
materijal. Intuitivno je da, na primjer, sirova nafta koja je vrlo viskozna tekuina, prolazi
sporije kroz porozni materijal, nego voda s daleko manjom viskoznou. Dakle, protok
vode je proporcionalan specifinoj teini, g = , vode. Specifina teina vode je gravitacijska sila jedininog volumena vode (s gustoom ) i predstavlja pokretaku silu vode. Protok vode takoer je obrnuto proporcionalan dinamikom viskozitetu, , koji je mjera otpora pri teenju vode.
8
-
Slika 1.6. Darcy-ev eksperiment
Ako bi ponovili Darcy-ev eksperiment sa zrnima materijala jednolinog dijametra
protok vode bi bio proporcionalan kvadratu dijametra zrna
dldhAdCQ
2= (1.6)
pri emu C predstavlja novu konstantu proporcionalnosti, zvanu faktor oblika. C i su
karakteristike poroznog materijala, dok su
2d
i karakteristike tekuine.
Slika 1.7 Darcyev eksperiment sa zrnima materijala jednolinog dijametra
Sada moemo definirati novi parametar zvani permeabilitet, tj. propusnost porozne
sredine, k= , koji je funkcija samo porozne sredine i slobodnim rijeima oznaava
veliinu otvora kroz koji tekuina prolazi, k ima dimenziju povrine te se konani oblik
Darcy-evog eksperimentalnog zakona moe pisati:
2Cd
9
-
dldhgk
AQq
== (1.7)
Na osnovi ovog izraza, jedinica za permeabilitet je 1 darcy koji je definiran kao
permeabilitet koji rezultira specifinim protokom, q, od 1 [ scm3 ] kroz sekciju od 1 [ ]
za tekuinu viskoznosti 1 [ ] uz gradijent pritiska od 1 [
2cm
sPa310 ( )cmHgmmcmatm 760 ] Jedan darcy jednak je 9.87 . 2910 cm
Ako se prisjetimo definicije hidraulikog potencijala, zgph += , onda se za nestiljivu tekuinu moe pisati
( ) hgkzgpkq =+= (1.8)
gdje oznaava gradijent skalara, npr., vektor s datim komponentama
(
zhyhxh ,, ). Iz gornjeg izraza definicija hidraulike vodljivosti je
gkgkK == (1.9)
ije su dimenzije iste kao i za brzinu:
[K] ( )( ) ( )( ) ( )111232
== vrijemeduina
vrijemeduinamasavrijemeduinaduinamasaduina (1.10)
Kinematiki viskozitet je: )101( 242
smstokesTL =
=
Darcy-ev eksperimentalni zakon je iroko koriten u praksi i predstavlja linearni
odnos izmeu hidraulikog gradijenta i specifinog protoka, odnosno brzine filtracije
nqu = . Premda se Darcy-ev zakon potvrdio eksperimentalno na raznim primjerima, postoje
sluajevi kada linearni odnos ne vrijedi. To su sluajevi s vrlo niskim i vrlo visokim
hidraulikim gradijentom. Slika 1.8 prikazuje skicu nelinearnog odnosa za niske
gradijente kada Darcy-ev zakon vrijedi samo za gradijente vee od , npr.,
. Takvi primjeri se nalaze kod kompaktnih glinenih poroznih sredina gdje
za niske gradijente odnos postaje nelinearan.
0J
( 0JJKu = )
U sluajevima visokih gradijenata moe se eksperimentalno pokazati da je
proporcionalnost izmeu brzine filtracije i gradijenta kvadratnog oblika:
(1.11) 2uuh +=
10
-
gdje su u gubici zbog viskoznog trenja uz vrstu fazu, dok oznaava gubitke zbog inercije tekuine (disipacija kinetike energije u porama to ima slinosti s
gubicima pri suenju cijevi).
2u
Darcy
zako
nStv
rani o
dnos
Brz
ina
filtra
cije
, u
Gradijent JJ0
Slika 1.8. Nelinearni odnos za niske gradijente
Granica u visini hidraulinog gradijenta kada Darcy-ev zakon prestaje vaiti, ovisi o tipu
porozne sredine, a moe se opisati bezdimenzionalnim Reynoldsovim brojem, , za
porozne sredine (deMarsily, 1985):
pR
kuRp = ili udRp = Gdje u oznaava brzinu filtracije ( ); 1vrijemeduina k , je drugi korijen permeabiliteta
(duina); je kinematiki viskozitet ( ) i d je srednji dijametar zrnatog materijala porozne sredine. Vano je napomenuti da je tona definicija
Reynolds-ovog broja,
12 vrijemeduina
du , ( u ovdje predstavlja srednju brzinu u cijevi dijametra d ) te se ne moe usporeivati s gornjom definicijom koja je specifina za poroznu sredinu.
U praksi se kae da Darcy-ev zakon vrijedi pri Reynolds -ovom broju manjem od limita
1 10. U tim sluajevima teenje je laminarno unutar pora. Kad poinje dosezati
vrijednosti 10 100 dolazi do nestacioniranih pojava i sile inercije nisu vie zanemarive
to rezultira nelinearnosti izmeu brzina filtracije i gradijenta - kvadratni oblik u (1.11)
poinje dominirati.
pR
Tipian primjer takvog stanja su teenja u kru gdje je disipacija kinetike energije
znaajna. Nain mjerenja i analize hidraulike vodljivosti biti e opisani detaljnije u
slijedeem poglavlju. Tablica 1.2 pokazuje neke pribline raspone hidraulikog
konduktiviteta za razne vrste poroznih sredina.
11
-
Porozna sredina
K ( sm )
krupni ljunak 10-1 - 10-2
pijesak i ljunak 10-2 - 10-5
fini pijesak 10-5 - 10-9
glineni materijali 10-9 10-12
dolomiti 10-3 10-5
krednjaci 10-3 - 10-5
vapnenake stijene 10
-5 - 10-9
pjeari 10-4 10-10
granit, bazalt 10-9 10-13
Tablica 1.2. Priblini raspon hidraulike vodljivosti za neke porozne sredine
2. Geofizika istraivanja
Geofizika istranih buotina je znanstvena disciplina mjerenja i analize razliitih
karakteristika podzemnih geolokih formacija koje buotina presijeca. Sinonimi u stranoj
tehnikoj literaturi su "geophysical logging" i "well logging", a cijela znanstvena
disciplina nastala je iz potreba naftne industrije. Identifikacija geolokih formacija,
lokacija i koliina podzemne vode te prognoza kapaciteta vodonosnih slojeva esti su
ciljevi u geofizikim istraivanjima. Geofizika istranih buotina sastoji se od mehanikih
(pasivnih) metoda, raznih elektrinih metoda mjerenja koje ukljuuju elektrini otpor i
potencijal, nuklearnih metoda (gama-gama, neutron), akustinih metoda i metoda
mjerenja magnetskih i termalnih karakteristika.
Geofiziki zapis moe se obavljati na otvorenim buotinama i onima ije su stjenke
obloene. Dobiveni podaci koriste se za identifikaciju raznih karakteristika porozne
sredine koje su bitne za inenjerske odluke o gradnji kako podzemnih, tako i nadzemnih
hidrotehnikih objekata. Kod velikog broja objekata u hidrotehnici, geofizika mjerenja
su imperativ za pouzdano i ekonomino projektiranje i izvoenje.
Geofizika mjerenja najee se obavljaju sondama koje se kabelski sputaju u
buotinu, a zabiljeena mjerenja se prenose preko kabela na povrinu u digitalni zapis.
Sonda je obino postavljena u vodonepropusnom kuitu i sadri niz komponenti za
12
-
procesiranje elektrinih signala. Geofiziki zapis putem raunala ima prednosti u
tonosti, brzini i ekonominosti.
U povijesti nalazimo prilino ranu primjenu geofizikih istraivanja. Iako se sami
poeci mogu pratiti od 1869. godine kada je lord Kelvin prvi primijenio temperaturna
mjerenja u zdencu, smatra se da su prve temelje geofizike postavili braa Conrad i
Marcel Schlumberger 1927. godine primijenivi prvi zapis mjerenja elektrinog otpora u
buotini. Od tada je tehnika mjerenja elektrinog otpora dobila iroku primjenu kako u
naftnoj industriji, tako i u graevinarstvu. Schlumberger korporacija i danas je jedna od
najjaih svjetskih organizacija za geofizika istraivanja. Mnogi zapisi koji su priloeni u
slijedeim sekcijama kopije su zapisa Schlumberger korporacije. Slijedea lista daje
kratki povijesni razvoj geofizikih istraivanja:
1889.god.: Lord Kelvin vri prva temperaturna mjerenja u zdencu 1913.god.: Mjerenje elektrinog otpora u jednoj toci u zdencu
1927.god.: Braa Schlumberger koriste prvi lateralni zapis elektrinog otpora
1930-tih god.: Kvalitativna analiza na osnovi korelacija (otpor, gama zrake,
caliper)
1940-tih god.: Kvantitativna analiza poinje (Archie-ev zakon)
1960-tih god.: Napredak u razvoju geofizike instrumentacije
1960-tih god.: Napredak u geofizikoj instrumentaciji
1980-tih god.: Koritenje osobnih raunala u geofizikom zapisivanju (novi "software")
1990-tih god.: Novi "software" i "nuclear magnetic resonance" tehnike Geofizika je i danas u procesu stalnog razvoja i postaje vrlo snano sredstvo u
skoro svim inenjerskim disciplinama koje imaju kontakt s poroznom sredinom. Svrha
ovih rukopisa je dati samo opi pregled razvoja geofizike, a itateljima koji ele opirniji
opis materije, bibliografija na kraju poglavlja moe posluiti kao dodatni i detaljniji izvor
informacija.
2.1. Seizmika istraivanja
Seizmika istraivanja se temelje na generiranju seizmikih valova i analizi njihovih
irenja kroz poroznu sredinu. Mjerenjem brzine irenja tih valova te njihovog priguenja
u poroznoj formaciji dobiva se informacija o mehanikim karakteristikama stijene.
13
-
Openito, seizmika istraivanja koriste se za odreivanje dubine do vrste stijene,
odreivanje litoloke strukture, nagib slojeva te dubina do nivoa podzemne vode.
Izvor energije za manje dubine istraivanja moe se izazvati udarcem ekia na
metalnu plou, a za vee dubine eksplozivom.
Slika 2.1. Seizmika mjerenja
Na povrini terena, po profilu, na odreenoj udaljenosti od izvora postavljaju se
odgovarajui geofoni koji registriraju valove (titraje) te ih pretvaraju u elektrine napone
(sl.2.1). Postoje dvije osnovne vrste seizmikih valova:
1. P valovi (sl. 2.2); koji se jo nazivaju longitudinalni, valovi kompresije ili primarni valovi. Pokretanje estica je u smjeru irenja i ovisi o sukcesivnoj
kompresiji ili dilataciji.
Slika 2.2. Longitudinalni val
Brzina irenja tih valova moe se izraziti preko osnovnih parametara
elastinosti koji se koriste prilikom projektiranja i izvoenja hidrotehnikih
graevina. Slijedei izraz (Chapellier, 1992) se koristi:
14
-
brzina irenja,
34+
=k
VP (2.1)
pri emu je prostorna gustoa smjese, , oznaava prostorni dinamiki modul, a
k
je dinamiki modul smicanja.
2. S-valovi (sl. 2.3); nazivaju se takoer popreni, torzioni ili sekundarni valovi. Oni se registriraju nakon dolaska primarnih valova. Kretanje estica je
okomito smjeru irenja primarnih valova.
Slika 2.3. Popreni val
Brzina irenja S-valova se takoer moe izraziti kao funkcija parametra
elastinosti:
=SV (2.2)
te se oba izraza koriste za odreivanje potrebnih parametara elastinosti. Modul
smicanja je praktino nula u tekuini tako da se S-valovi ne ire u vodi. Openito P-
valovi imaju manju amplitudu nego S-valovi, ali se zato bre ire i prvi su koji stiu do
postavljenih geofona.
2.1.1 Povrinska seizmika istraivanja
Primijenjena seizmologija jako je razvijena praktina disciplina u naftnoj industriji
gdje se seizmike refleksijske metode dosta koriste. Nasuprot naftnoj industriji, u
hidrogeologiji, su seizmike refrakcijske metode korisnije i predmet su geofizikih
istraivanja.
15
-
propagacija seizmikih valova Seizmiki valovi se ire slino kao i svjetlost, a i ponaaju se po istom zakonu -
Huygens-ov zakon. Ovaj zakon opisuje irenje valova kao koncentrinih krugova.
Svaka toka u kontaktu s frontom vala postaje izvor valova za daljnje toke te svaka
estica koja oscilira prenosi svoje kretanje na okolne estice.
Slika 2.4. irenje seizmikog vala
Promotrimo primjer s dvije litoloke formacije u podzemlju kao to je prikazano na
slici 2.5. Za valove generirane u izvoru S, postoje tri vrste valova koje postavljeni
geofoni mogu registrirati.To su:
Direktni valovi, SR, koji ostaju u mediju 1 Reflektirani valovi, SCR, koji su locirani u mediju 1, ali su u doticaju s tokom C
u mediju 2
Refrakcijski valovi,SABR, koji se ire u mediju 2, nakon to su proli kroz medij 1
Drugi zakon koji je vaan u analizi seizmikih istraivanja je Decartes-ov zakon koji
se odnosi na kutove oznaene na slici 2.5:
- Kut refleksije, 2 jednak je kutu ulaza 1 - Kutovi 1 i 2 formirani su refrakcijskim seizmikim zrakama (na horizontalnoj plohi) te zadovoljavanju slijedee relacije
2
1
2
1
sinsin
VV=
(2.3)
16
-
Slika 2.5. Seizmika mjerenja u podzemlju s dvije litoloke formacije
Za sluaj totalne refrakcije, vrijedi 2112 sin;90 VV== . Pri tom sluaju totalne refrakcije, kut L =2 zove se kritini kut refrakcije i moe se izraunati poznavanjem brzine irenja valova u dvije formacije. Kako bi dolo do totalne refrakcije, potrebno je
da donji sloj ima dosta veu brzinu valova nego gornji. U protivnom, refrakcijski valovi
e se lomiti prema dolje i nee biti zabiljeeni na geofonima.
Postavljeni geofoni na profilu terena primaju valove iz izvora koji se ire direktno
kroz gornji sloj te se na osnovu vremena putovanja i udaljenosti geofona dolazi do
brzine irenja. Drugi valovi iji koncentrini krugovi idu prema dubljim slojevima imaju
dui put. Meutim, u sluaju donjih slojeva s veom brzinom irenja valova, ti valovi
mogu putovati bre od direktnih valova, za neke udaljenije geofone.
Na slici 2.6 prikazan je takav sluaj s dva sloja porozne formacije i 8 postavljenih
geofona na povrinskom profilu terena. Nakon obavljenih mjerenja vremena putovanja
valova do postavljenih geofona, iscrtava se krivulja vremena putovanja i udaljenosti
geofona. Projekcija druge linije, odnosa vremena putovanja i udaljenosti, na os ordinatu
oznaava vrijeme sjecita, . Takoer, udaljenost do loma nagiba na istom grafu
pokazuje udaljenost, X, kada je brzina irenja direktnih valova i onih koji prolaze kroz
donju formaciju jednaka. Iz tih podataka dobiva se izraz za odreivanje dubine donjeg
sloja:
iT
2
12
2
21
2 VV
VVTZ i = ili
21
12
2 VVVVXZ +
= (2.4)
17
-
Slika 2.6. Mjerenje dva sloja porozne formacije
ei sluaj u hidrogeologiji je kad se istrauje podzemna formacija sastavljena od
vie slojeva (npr. 3 i vie), od kojih je prvi nekonsolidirani i nezasieni sloj. Drugi sloj je
geoloki jednak, ali zasien, te zbog prisutne vode ima veu seizmiku brzinu. Trei sloj
je vrsta stijena. U opisanom sluaju, seizmika metoda osim dubine slojeva, moe se
koristiti za odreivanje nivoa podzemne vode. Sluaj seizmike refrakcije za poroznu
formaciju od tri sloja je prikazan na slici 2.7, pri emu vrijedi V1< V2 < V3.
18
-
Slika 2.7. Seizmika refrakcija kroz poroznu formaciju s tri sloja
Presjecite na ordinati za svaki dublji sloj, kao i udaljenost loma odnosa vrijeme-
udaljenost, odredi se, da bi se konano procijenila dubina po izrazu: 2Z
=
22
23
32
13
21
23
12 221
VV
VVVV
VVZTZ i (2.5)
Dubina prvog sloja, , treba se odrediti prije raunanja dubine drugog sloja. Izraunate
brzine irenja seizmikih valova kao reciprocitet nagiba krivulje vrijeme-udaljenost zovu
se efektivne brzine koje samo u sluaju horizontalnih slojeva ujedno predstavljaju i
stvarne seizmike brzine.
1Z
Kako u podzemlju nije neuobiajeno da su se slojevi taloili u geolokom razvoju
pod nagibom, tada e vrijeme putovanja signala biti razliito, ovisno da li se generirani
valovi ire u smjeru pada slojeva ili obrnuto. U praktinoj primjeni seizmikih istraivanja
rutinski se generirani signal po profilu ponavlja u oba smjera kako bi se ustvrdila
horizontalnost istraivanih slojeva.
Na slici 2.8 prikazan je takav jedan sluaj i nain odreivanja nagiba slojeva.
Brzina irenja valova kroz gornji sloj je neporemeena s nagibom donjeg sloja i moe
se izraunati iz reciprociteta nagiba krivulje vrijeme - udaljenost. Da bi se nala brzina
irenja kroz donji sloj te dubina na oba kraja seizmikog profila, nekoliko
trigonometrijskih relacija, treba biti postavljeno. Nagib druge linije u krivulji vrijeme-
udaljenost je za profiliranje u smjeru pada, i za smjer profiliranja prema usponu
donjeg sloja.
dm gm
19
-
Slika 2.8.
Refrakcijski kut c se tada izraunava prema izrazu:
( gdc mVmV 1111 sinsin21 += ) (2.6) te se brzina irenja valova u donjem sloju dobije kao:
c
VV sin
12 = (2.7)
Kut pruanja donjeg sloja izraunava se prema izrazu:
( gd mVmV 1111 sinsin21 = )
)
(2.8)
tako se, konano, dubine do donjeg sloja na oba kraja seizmikog profila izraunavaju
prema izrazima:
( )( ci
gg
TVZ cos2cos
1= (2.9)
( )( )ci
dd
TVZ cos2cos
1=
20
-
Slini, istina algebarski kompleksniji, izrazi, koriste se kod tri i vie slojeva koji imaju
nagib u pruanju.
Interpretacija seizmikih povrinskih istraivanja usredotoena je na opis litologije
podzemlja, te grometrijskoj konfiguraciji slojeva. Koritenjem opisane refrakcijske
seizmike, debljina nekonsolidiranih slojeva te nivo podzemne vode, takoer se moe
procijeniti kao dodatna informacija korisna pri projektiranju i temeljenju hidrotehnikih
graevina. Osnovni nedostatak povrinske seizmike je uvjet da svaki dublji sloj mora
imati brzinu irenja veu od gornjeg (u protivnom ne dolazi do refrakcije). Drugim
rijeima, dublji slojevi s manjim seizmikim brzinama ne mogu se detektirati. To,
primarno, moe imati nepoeljne posljedice pri slojevima koji su troni i mogu biti
nepovoljni pri temeljenju.
2.1.2. Seizmika istraivanja u buotinama
Slini principi seizmikih mjerenja vre se i u buotinama. Tu se, takoer, mjeri
brzina irenja valova i to uglavnom P-valova. Seizmiki valovi se mijenjaju ovisno o
elastinim svojstvima stijene i openito porozne formacije. Oni su funkcija stupnja
zacementiranosti i brzina irenja manja je za nekonsolidirane materijale nego za vrste
stijene. Osim toga, seizmike brzine opadaju s porastom poroziteta dok se uz prisustvo
vode (saturirana sredina), valovi ire poveanom brzinom. Mjerenjem brzine valova u
formaciji mogua je (za saturiranu stijensku masu) procjena poroziteta koritenjem
slijedeeg izraza:
( )
mfr VVV += 11 (2.10)
pri emu oznaava brzinu formacije mjereno instrumentom, je brzina same
stijenske mase bez pora i vode, je brzina tekuine u stijeni, dok
rV mV
fV oznaava porozitet. Osim procjene poroziteta, gornji izraz takoer moe dati procjenu pukotinskog
stanja u odreenim zonama. Mjerenja se vre instrumentom prikazanim na sl. 2.9.
Instrument se najee sastoji od izvora zvuka te jednog ili vie senzora koji
registriraju vrijeme putovanja signala. Kao i kod povrinske seizmike, direktni valovi
dolaze putujui kroz buotinu, dakle, u funkciji su brzine irenja valova kroz tekuinu
koja se nalazi u buotini. Refrakcijski valovi prolaze kroz stijensku masu i njihova
brzina irenja ovisi o tipu i sastavu stijene.
21
-
Slika 2.9.
Koritenjem gornjeg izraza lako se uspostavi odnos poroziteta i vremena putovanja
generiranih valova. Budui je duina putanje kroz tekuinu u stijeni jednaka porozitetu,
moe se pisati:
( ) mfr ttt += 1 (2.11) gdje t oznaava vrijeme putovanja po jedinici duine (npr. 1m). Iz toga slijedi izraz za procjenu poroziteta:
mf
mr
tttt
= (2.12)
Ovaj izraz za procjenu poroziteta moe se koristiti samo u sluaju zasienih poroznih
formacija.
2.2. Geoelektrina ispitivanja
2. 2.1. Mjerenje elektrinog otpora u buotini
Jedno od najee mjerenih parametara u geofizici je mjerenje elektrinog otpora.
Elektrini otpor je otpor odreenog volumena materijala prolazu elektrinog toka.
Elektrini otpor, R (resistivity), ima jedinicu [ohm m] i inverzno je proporcionalan
elektrinoj vodljivosti, C (conductivity), CR 1= . Mjerenje elektrine vodljivosti alternativna je metoda odreivanja elektrinog otpora.
U idealnim okolnostima elektrini otpor je funkcija prisutne vode u stijeni (npr.
stupanj poroznosti), elektrinog otpora vode u formaciji i geometrije pora. etvrti bi
22
-
faktor bio elektrini otpor stijene, ali je njegov utjecaj minimalan zbog tzv. beskonanog
otpora kojeg stijena prua elektrinom toku. Meutim, neki minerali, kao to su grafitni i
glineni minerali, mogu imati manji otpor, primarno radi kapaciteta izmjene kationa. S
druge strane, slobodni ioni na povrini zrnatog materijala mogu se kretati uslijed
elektrinog potencijala i toka te pospjeuju elektrini tok, dakle smanjuju otpor.
Obzirom su stijene i vrsta faza openito velikog elektrinog otpora, voda u stijeni je
ta koja odreuje stupanj elektrinog otpora. Kako je koliina vode u stijeni ujedno
indikator poroziteta (totalnog), to se s poveanjem poroziteta smanjuje elektrini otpor.
Takoer, vaan faktor je i stupanj zasienja, jer, na primjer, ako zrak ili ugljikovodici
ispunjavaju pore, koliina vode je smanjena i elektrini otpor je povean. Ovi sluajevi
nisu zastupljeni u zasienim sredinama i nee biti obraivani.
Na slici 2.10 skicirane su dvije vrste elektrine vodljivosti u poroznim sredinama:
a) vodljivosti kroz nekonsolidirani materijal ili kroz pjeenjake stijene i
b) vodljivost kroz karbonatne stijene.
to je vea varijabilnost i heterogenost geometrije pora, to je tei prolaz elektrinog
toka kroz stijenu i , naravno, registriran je vei otpor. Pjeenjaci, te posebno
nekonsolidirani materijali (npr. aluvijalna porozna sredina) imaju meuzrnatu poroznost,
dok karbonatne stijene imaju sustav pukotina povezan varijabilnim tokovima s velikim
stupnjem heterogenosti. Zbog toga, pjeenjaci i aluvijalni materijali imaju manji
elektrini otpor nego karbonatne stijene.
Slika 2.10. Elektrina vodljivost u poroznim sredinama
Elektrini otpor u formaciji stijene uglavnom je odreen samim otporom vode, to
opet primarno ovisi o stupnju otopljenih tvari (ili kako se esto naziva - salinitetu vode).
Otopljene tvari u vodi primarno su u obliku iona, koji se kreu pod utjecajem elektrinog
polja i time provode elektrini tok. Koliina otopljenih tvari ili koncentracija iona se mjeri
u mg ili ppm (parts per million dijelovi miliona).
ppmlmg 11 = ppmlg 10001 =
23
-
Dakle, elektrina vodljivost vode je funkcija koncentracije iona te njihove mobilnosti.
== =
N
iiivcfR
C1
1 (2.13)
N=broj koji ini kemijsku kompoziciju vode
2400
2200
2000
1800
1600
1400
1200
1000
800
600
400
200
00 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34
RW , ohm m na 25 C
Oto
plje
ne s
oli u
ppm
Slika 2.11. Ovisnost elektrinog otpora i koncentracije otopljenih tvari
Tablica 2.1 prikazuje neke koncentracije iona u vodi, elektrini otpor i provodljivost.U
tablici su jedinice za koncentraciju dane u tzv. ekvivalentu za natrijev klorid, NaCl, i za
temperaturu od 25C (Na+ u koncentraciji 10 ppm ima faktor konverzije 1 i daje 10 ppm
u NaCl ekvivalent). Na primjer,Ca++ u koncentraciji od 3 ppm, ima faktor konverzije 3.9
i daje 3.9 ppm u NaCl ekvivalent.
Openito se moe rei, da elektrini otpor opada s poveanjem otopljenih tvari i
koncentracije iona. To je vidljivo na slici 2.11 koja prikazuje varijaciju elektrinog otpora
s koncentracijom otopljenih soli.
24
-
Vrsta vode Koncentracija NaCl ekvivalent
(ppm)
Otpor (ohmm)
Elektrina vodljivost
( siemens ) Pitka voda 500 12 833
Slabo pitka voda 1000-2000 6-2.8 1666-3571
Nepitka voda 8000 0.75 6666
Morska voda 35000 0.2 50000
Tablica 2.1. Primjeri elektrinog otpora i provodljivost nekih vrsta voda
2.2.2. Archie-ev eksperimentalni zakon
Za potpuno zasienu sredinu, Archie (1942.god.) je postavio eksperimentalni odnos
koji povezuje elektrini otpor stijene (porozne formacije), poroziteta i elektrini otpor
vode u poroznoj sredini. Matematiki se to moe zapisati:
(2.14) mvst RR=
pri emu je elektrini otpor stijene [ohmm], je elektrini otpor vode u poroznoj
sredini [ohmm],
stR vR
porozitet u postotku, m - faktor zacementiranosti (konsolidiranosti) porozne sredine (ovisi o varijabilnosti i openito se kree izmeu 1.3 i 2.2) i faktor koji ovisi o litolokoj strukturi porozne formacije i kree se izmeu 0.6 i 2.
Parametri u (2.14) koji opisuju karakteristike porozne formacije koja se mjeri, mogu
se grupirati u tzv. Faktor formacije F:
(2.15) mF = tako se Archiev izraz moe pisati u obliku:
vst FRR = (2.16) Na osnovi eksperimentalnih mjerenja raznih poroznih formacija, openito su prihvaeni
slijedei priblini odnosi:
Nekonsolidirani materijali i pjeenjake stijene: (Humble-ova formula) (2.17) 15.262.0 = F 281.0 = F
Konsolidirani materijali i karbonatne stijene: 2=F
25
-
Slika 2.12 Utjecaj rasjeda na nekonsolidirane i konsolidirane formacije
Gore navedene empirijske relacije faktora formacije, pokazale su se u praksi kao
prilino tone procjene, sve dok formacije u sebi ne sadre primjese gline. U tom
sluaju, potrebne su odreene korekcije.
Iako se Archieva relacija pokazala korisna u praksi, vano je napomenuti da
(naroito u sluajevima dotoka svjee vode u formaciju) Archiev zakon nije uvijek
vaei i potrebno je tada postaviti empirijske relacije od sluaja do sluaja. Slika 2.13
prikazuje kopiju dokumenata Schlumberger, koji opisuje odnos faktora formacije i
poroziteta.
26
-
Slika 2.13. Ovisnost faktora formacije i poroziteta
2.2.3. Fenomen invazije tekuine koritene pri buenju
Veina zdenaca se izvodi koritenjem tekuine pri buenju koja se sastoji od
mjeavine prirodne gline ili aditivne gline te lokalno raspoloive vode.Uglavnom svi, a
pogotovo elektrini geofiziki zapisi, ovisni su o interakciji izmeu tekuine za buenje i
porozne formacije kroz koju prolazi buotina. Prisustvo tekuine koritene pri buenju,
izaziva razliku pritisaka na stjenci zdenca. Pritisak tekuine u zdencu, najee je vei
nego pritisak u formaciji neposredno oko zdenca, te dolazi do penetriranja tekuine
zdenca u porni volumen oko zdenca. estice iz tekuine zdenca (npr. aditivna glina i
smrvljeni materijal) akumuliraju se na stjenci zdenca, formirajui naslagu.
Ova vrst impregnacije (ili vrsta kolmiranja) je kontrolirana permeabilitetom porozne
formacije i razlikom pritiska izmeu tekuine u zdencu i okolne vode u poroznoj
formaciji. Dakle, kod veeg permeabiliteta stijene, vea je penetracija i vei je stupanj
impregnacije sa esticama materijala. Kako se permeabilitet porozne sredine ne moe
mijenjati, jedini nain da se minimizira impregnacija je kontrolom veliine estica, koja je
koritena za tekuinu buenja zdenca. Neto vie o nainima buenja i projektiranju
zdenaca kao hidrotehnikih graevina biti e dano u slijedeem poglavlju.
27
-
Slika 2.14. Penetriranje tekuine zdenca u okolnu poroznu sredinu
Slika 2.14 prikazuje pojavu penetriranja tekuine zdenca u volumen okoline zdenca,
te formiranje impregnacije na stjenkama zdenca. Za tzv. ispranu zonu gdje je
penetrirala tekuina iz zdenca moemo pisati:
tpt FRR = pri emu je elektrini otpor porozne sredine u zoni penetracije, a predstavlja
otpor tekuine koritene pri buenju zdenca. Kako se najee pri geofizikim
istraivanjima koristi voda iz oblinjih izvora, ista ima uglavnom vei elektrini otpor
nego voda u poroznoj sredini. To rezultira slijedeim nejednakostima:
ptR tR
>RtR v > ptR stR
debljina sloja svecim otporom
debljina sloja s malim otporom
(pr. glina)
Slika 2.15.
28
-
2.2.4. Stupanj zasienosti
U zonama porozne sredine koje su iznad hidrostatikog nivoa (dakle zone
negativnog hidrostatikog pritiska), volumen pora je djelomino ispunjen zrakom. Tada
tekuina koritena pri buenju lako ispunja volumen pora i predstavlja brzu vodljivost
elektrinog toka u podruju inae skoro beskonanog elektrinog otpora. Archie (1942)
je postavio relaciju koja upravo opisuje taj odnos:
nst
v RRS 0= (2.18)
otpor zasiene sredine =0R otpor nezasiene sredine =stR
nvst SRR =
0
~2 (2.19) n
(2.20) vmn
vn
vst RSRSR == 0
pri emu je elektrini otpor potpuno zasiene porozne sredine dok predstavlja
elektrini otpor nezasiene sredine, a n je faktor koji je za veinu stijena jednak 2.
Koritenjem faktora formacije, ova relacija se moe pisati kao
0R stR
(2.21) nvm
vst SRR=
ili u zoni penetracije tekuine iz zdenca
nvm
tpt SRR= 0
gdje je saturacija porozne sredine od tekuine koritene pri buenju. 0vS
U ovom kratkom prikazu mjerenja elektrinog otpora porozne sredine, mjerena
veliina ovisi podjednako o tipu poroznog materijala i o tipu tekuine koritene pri
buenju. Vrlo je vano napomenuti da penetracija tekuine koritene pri buenju pored
ometanja dedukcije signala koji se mjeri, takoer daje dodatne informacije o poroznoj
sredini tako da njen utjecaj treba analizirati od sluaja do sluaja. Za inenjera je vano
razumjeti osnovne principe mjerenja elektrinog otpora, a pogotovo potencijalni utjecaj
koji moe imati tekuina koritena pri buenju. Varijacija karakteristika tekuine buenja
(npr. veliina estica) omoguava dodatne informacije o poroznoj sredini.
2.2.5 Metode mjerenja elektrinog otpora
Mjerenje elektrinog otpora , openito, se vri sondama koje se sputaju u buotine,
a kablovima se zapis digitalno vri na povrini zemlje. Sve elektrine sonde su
temeljene na mjerenju tlaka elektrine struje od sputene elektrode (jedne ili vie) do
29
-
druge fiksirane toke. U praksi se uglavnom mjerenja obavljaju na buotinama bez
obloge, premda se neke vrste mjerenja elektrinog otpora ipak mogu primijeniti i sa
specijalno perforiranim oblogama (bez metala).
Cijeli sistem mjerenja se temelji na principu Ohmovog zakona. Ohmov zakon kae
da je jakost struje razmjerna s naponom, a obrnuto razmjerna s otporom:
RIV = IVR =
V = voltaa-razlika potencijala
I = strujni tok, amperaa
Elektrini otpor ice, R, ovisi o materijalu te se poveava s duljinom ice, a smanjuje se
poveanjem poprenog presjeka ice
( ) ( ) [ ]ohmLLLohm
ALR === 2
Rjeavanjem izraza po (otpor ice postaje otpor porozne sredine) dobiva se: ( Lohm
IV
LA == ),
LA = geometrija elektroda
Ako se uspostavi cirkularni konstantni tok struje jakosti I, varijacija potencijala V,
direktno je proporcionalna otporu R izmeu sputene elektrode u buotini i druge fiksne
elektrode na povrini, npr., V = I R. Ako se sve dri fiksno, onda mjereni potencijal ovisi
samo o karakteristici porozne formacije kroz koju tok prolazi. U praksi se najee
koriste tri vrste mjerenja elektrinog otpora koje su skicirane na slici 2.16.
mjerenje jednom elektrodom zapis je dat u relativnim vrijednostima i nagib na desno u zapisu pokazuje rast otpora (slika 2.16 a)
mjerenje normalnom sondom ureaji s vie elektroda (slika 2.16 b). Normalnim sondiranjem se:
1. odreuje debljina slojeva s lokacijom po vertikali
2. mjeri otpor: a) zone penetracije (kratko normalno sondiranje)
b) van zone penetracije (dugo normalno
sondiranje)
3.dobiju informacije o porozitetu i permeabilitetu
Registrira se razlika potencijala izmeu toke A i M uzrokovana tokom elektrine
struje izmeu A i B. Izmjerena razlika potencijala ovisi o udaljenosti izmeu A i M, te
o karakteristici porozne sredine. Jakost struje I dri se konstantnom, tako da
30
-
izmjerenom razlikom potencijala V , elektrini otpor poroznog medija proizlazi iz izraza
IVKR = (2.22)
gdje R oznaava registrirani elektrini otpor (apparent resistivity), a K je faktor
koritene sonde koji ovisi o geometriji sondiranja, npr. AMK 4= ( AM oznaava udaljenost izmeu toaka A i M).
Izmjereni elektrini otpor ovisi o udaljenosti izmeu toaka A-M, te prema tome
razlikujemo tzv. kratko normalno sondiranje ( AM 1.6 m). Normalne probe koriste se pri mjerenju otpora porozne sredine, neporemeene tekuinom buenja i otpor
sredine unaokolo buotine, gdje je dolo do penetriranja tekuine iz zdenca.
Mjerena vrijednost ovisi o udaljenosti A i M, promjeru buotine, elektrinom otporu
tekuine buenja i debljini zone ispiranja oko buotine. Zapis je dan u apsolutnim
vrijednostima, u jedinicama [ohmm].
Koritenjem normalnog sondiranja moe se odrediti poroznost prema izrazu
pt
tv R
RFS =2 (2.23)
U kojem predstavlja stupanj zasienosti formacije tekuinom, je otpor
tekuine koritene pri buenju (izmjeren na povrini), a je otpor mjeren
sondiranjem. Ako se uzme:
2vS tR
ptR
21=F
dobiva se slijedei izraz:
pt
t
v RR
S1= (2.24)
Ako je formacija oko zdenca potpuno saturirana tekuinom iz buenja vrijedi:
1=vS
31
-
Slika 2.16. Tri vrste mjerenja elektrinog otpora
32
-
mjerenje lateralnom sondom lateralne sonde, takoer, koriste vie elektroda i mjere elektrini otpor poroznog medija kojeg buotina presijeca. Slika 2.16 c
pokazuje postavljanje lateralnih sondiranja. U buotini se nalaze tri elektrode A,
M i N. Razlika potencijala je uspostavljena izmeu M i N prema izrazu
ANAM
MNRIV 4= (2.25)
iz ega se za konstantni I izrauna elektrini otpor. Lateralna sondiranja se koriste za
mjerenje elektrinog otpora porozne sredine izvan zone penetracije tekuine iz
buotine. To je mogue zbog vee udaljenosti izmeu A i centra udaljenosti MN koja je
uobiajeno izmeu 5 i 6 m. Zapis je u apsolutnim vrijednostima u jedinicama ohmm,
isto kao i kod normalnih sondi. Vea udaljenost elektrode A i centra MN ima tu
prednost to izbjegava podruje mijeanja tekuine iz buotine i vode u poroznoj
formaciji, ali za nedostatak ima teu interpretaciju mjerenog elektrinog otpora zbog
mogueg presijecanja slojeva porozne sredine s razliitom provodljivosti.
2.2.6. Mjerenje razlike potencijala
Razlika potencijala mjeri se izmeu jedne fiksne referentne elektrode postavljene na
povrini zemlje i druge pokretne elektrode koja se sputa u buotinu. Mjerenje razlike
potencijala vri se koritenjem voltmetra. Slika 2.17 prikazuje skicu principa mjerenja
razlike potencijala. Nulta pozicija na krivulji potencijala proizvoljna je, jer se mjere
relativne vrijednosti. Mjerilo je dano u milivoltima s pozitivnim vrijednostima desno, a
negativnim vrijednostima lijevo. Mjerenje razlike potencijala uvijek je povezano s drugim
elektrinim zapisima u istranim buotinama.
Ovaj tip elektrinog zapisa vrlo je koristan u procjeni:
poroznih i propusnih proslojaka nepropusnih zona postotka gline prisutne u stijeni elektrinog otpora vode u poroznoj formaciji Mjereni elektrini potencijal u velikoj mjeri ovisi o kvaliteti vode koritenoj pri
buenju. U sluajevima kada tekuina koritena pri buenju ima manji salinitet nego
voda u poroznoj formaciji (est sluaj u praksi) dolazi do stvaranja elektrinog
potencijala (odnosno polarizacije) prouzrokovanog elektrinim silama elektrokemijskog i
elektrokinetikog porijekla. Zabiljeena razlika potencijala, u stvari, ovisi o razlici
saliniteta izmeu vode u poroznoj formaciji i vode koritene pri buenju.
33
-
NM
+-20 mV
GLINA
GLINA
PIJESAK
Slika 2.17 Princip mjerenja razlike potencijala
Slika 2.18 prikazuje raspodjelu potencijala za sluaj glinene zone i zone pijeska.
Pozitivni potencijal formira se uz stjenku buotine nasuprot zoni gline, dok se negativni
potencijal formira nasuprot zone pijeska. Zapis na lijevoj strani slike 2.18 se dobije
pomicanjem elektrode u buotini. Primjer pokazan na slici 2.18 je za sluaj > , tj.
kada je otpor tekuine u buotini vei od otpora vode u poroznoj formaciji.
tR vR
Oblik i veliina zapisa razlike potencijala ovisi o vie faktora, a meu najvanijima
su:
odnos elektrinog otpora vode u poroznoj formaciji i vode u buotini - > , voda u poroznoj sredini ima vei salinitet nego voda u buotini
(slika 2.18). Nagib zapisa prema negativnom potencijalu pokazuje
prisustvo poroznih zona. Vea razlika saliniteta rezultira veim nagibom
zapisa potencijala.
tR vR
- , otpor vode u buotini slian je otporu vode u formaciji. Zapis
razlike
vt RR =
potencijala postaje ravan i nije mogue identificirati porozne zone ili zone
gline.
- < , voda u formaciji ima manji salinitet od vode u buotini. Zapis
tada izgleda suprotan od onoga na slici 2.18. Kationi se formiraju uz vie
poroznu zonu (npr. zone pijeska) dok se anioni formiraju uz manje
propusne proslojke (npr. zone gline).
tR vR
34
-
utjecaj debljine poroznog sloja - Kod jako tankih poroznih proslojaka, zapis razlike potencijala postaje
uzak i statiki potencijal se tee uspostavlja.
utjecaj odreenih minerala - Neki minerali, kao sulfidi i grafiti, mogu prouzrokovati anomalije zapisa
razlike potencijala.
Do sada navedena mjerenja, zasnovana na vodljivosti i otporu elektrinog toka,
korisna su za procjenu poroziteta, permeabiliteta i debljine slojeva istraivane porozne
sredine. Te su informacije vrlo vane graevinskom inenjeru u odlukama pri
projektiranju i izvoenju objekata.
Permeabilitet se moe procijeniti iz mjerenja razlike potencijala odnosno nagiba mjernog zapisa kada dolazi do prijelaza na zonu s jaim permeabilitetom. Takoer, u
sluaju kada kratko normalno, dugo normalno i lateralno sondiranje daju sline
vrijednosti otpora, oznaavaju da nema jake zone penetrirane tekuine iz buotine te da
se radi o zoni porozne sredine koja ima vrlo mali permeabilitet.
Slika 2.18. Raspodjela potencijala u poroznoj sredini
Porozitet se moe kvantificirati iz mjerenja elektrinog otpora i to najee koritenjem kratke normalne sonde. Za poroznu formaciju koja u sebi sadri penetriranu
tekuinu iz buotine, koristi se slijedei izraz:
35
-
0
20 R
FRS t= (2.26)
Ako se pretpostavi da faktor formacije 21 =F , izraz za porozitet tada postaje
00
1RR
St= (2.27)
gdje je najee jedan u formaciji potpuno zasienoj s tekuinom iz buotine. Onda
izraz za porozitet postaje
0S
0RRt= . se odredi mjerenjem elektrinog otpora tekuine koja se koristi pri buenju zdenca dok se dobije iz zapisa mjerenja
elektrinog otpora kratke normalne sonde.
tR
0R
2.2.7. Geoelektrino sondiranje i profiliranje
Geoelektrino sondiranje
Geoelektrino sondiranje je metoda kod koje se koristi raspored s etiri elektrode,
tako da se struja uvodi u tlo preko dvije strujne elektroda (AB), a izmeu dvije mjerne
elektrode (MN) mjeri se razlika potencijala nastala proputanjem struje kroz tlo.
Elektrini tok istosmjerne struje generira se u jednoj toki. Elektrini potencijal se mjeri
izmeu druge dvije elektrode. Podaci mjerenja odnose se na centralnu toku.
Postupnim udaljavanjem strujnih elektroda od centralne toke, po tono odreenom
pravcu, dubina prodiranja struje se poveava, a samim tim i podaci mjerenja odnose se
na sve dublje horizonte. Razlika potencijala izmeu unutarnjih elektroda (MN) ovisna je
od geoloke grae terena, vlanosti tla, jaine struje koja se proputa kroz tlo i drugo.
Poznavajui elektrini tok i izmjereni potencijal mogue je preko odgovarajuih
jednadbi izraunati elektrini otpor formacije:
IV
LAR =
Slika 2.19. Wennerova metoda
36
-
U praksi su najee koritene dvije metode za geoelektrina mjerenja sondiranjem:
1. Wenner-ova metoda : sve elektrode se miu (mjerne i strujne)
aNBMNAM === IVaR = 2
2. Schlumberger-ova metoda: miu se samo strujne elektrode A i B.
Slika 2.20. Schlumbergerova metoda
Geoelektrino sondiranje se koristi za:
slojevitost podzemlja (poveavanjem udaljenosti elektroda) tronost stijene, vlanost sistem pukotina te lokacije rasjeda vrlo korisno za odreivanje zaslanjenja podzemlja
Profiliranje
Geoelektrino profiliranje je metoda kod koje se koristi raspored s etiri elektrode. Kroz
dvije se struja uvodi u tlo, a na druge dvije mjeri se razlika potencijala. O razmaku
strujnih elektroda ovisi dubina mjerenja, vei razmak elektroda daje veu dubinu
ispitivanja. Podaci ispitivanja odnose se na centralnu toku postava elektroda. Razmak
meu elektrodama je konstantan (tj. istrauje se uvijek istim dubinskim zahvatom), a
mijenja se mikrolokacija mjerenja po tono odreenom pravcu. Crtaju se izolinije otpora
te se time odreuju:
podzemni kanali i zone jae zaslanjenosti zone s veim primjesama gline detekcija kakvoe nepropusnog tepiha (npr. u zoni deponija)
37
-
2.3. Snimanja u buotinama
2.3.1. Nuklearno logiranje
Mjerenje radioaktivnosti se vrlo esto koristi u geofizikim istraivanjima. Nuklearno
logiranje ima izrazitu prednost zbog mogunosti koritenja u zdencima ije su stjenke
obloene. Tri najea naina mjerenja su: mjerenje gama zraka (mjerenje prirodne
radioaktivnosti), mjerenje gama-gama zraenja (mjerenje inducirane radioaktivnosti ili
gustoe porozne formacije) i mjerenje inducirane radioaktivnosti putem neutrona.
Prije upoznavanja s osnovnim principima nuklearnih zapisa u geofizici, potrebno je
dati samo kratki osvrt na osnovne principe strukture atoma. Atom je predstavljen s
centralnom jezgrom (nukleus) koja se sastoji od pozitivno nabijenih protona i
neutrona koji imaju neutralni elektrini naboj. Elektroni s negativnim nabojem kreu se
po putanjama oko atomske jezgre.
Slika 2. 21. Graa atoma
Broj atomske mase, , zbroj je protona i neutrona koji se nalaze u jezgri, a atomski
broj, , predstavlja broj elektrona koji se okreu oko jezgre. Dakle, za jedan elektrino
neutralni atom (broj elektrona jednak je broju protona), atomski broj oznaava ujedno i
broj elektrona i broj protona. Prema dogovoru se broj atomske mase pie kao
eksponent , a atomski broj kao indeks. Na primjer, oznaka za ugljik, , oznaava 6
elektrona oko jezgre koja ima 6 protona i 6 neutrona ( elektrino neutralna atomska
struktura):
A
Z
C126
neutronaprotonaelektrona
AZ CCC
666
126Ugljik,
+=
38
-
Veina elemenata u prirodi postoji u formama raznih izotopa. Svi izotopi jednog
elementa imaju isti atomski broj, a razlikuju se u broju atomske mase odnosno broju
neutrona. Za primjer moe se navesti prirodni uran sa svoja tri izotopa:
. Neki izotopi su stabilni (nema reakcija), a neki su radioaktivni (dolazi
do dezintegracija). Prirodna radioaktivnost se manifestira spontanom emisijom razliitih
estica iz jezgre. To esto rezultira dezintegracijom jezgre, odnosno njenom
transformacijom u nove jezgre koje opet mogu biti stabilne ili nastaviti dezintegraciju.
Takvim procesima poznatima pod nazivom radioaktivna serija (lanana reakcija)
formira se lanac elementa koji su startali od iste forme atoma.
UUU 2389223592
23492 i,
Slika 2.22.
Radijacija moe biti u formi alfa zraenja, beta zraenja i gama zraenja. Alfa zrake
se sastoje od jezgri helija, , karakterizira ih slaba penetracija i mala snaga. Beta
zrake se sastoje od brzih elektrona, slabe su penetracije, a mogu se zaustaviti s
nekoliko "mm" aluminija. Za razliku od alfa i beta zraka, gama zrake imaju stotinu puta
jau snagu penetracije. Gama zraenje je u formi fotona s jakom energijom. To je
radijacija koja se koristi u nuklearnom mjerenju. Gama zrake imaju odreenu energiju
emisije koja se izraava u milionima elektron volti [
He42
MeV ]. Za svaki radioaktivni element, broj atoma koji odumire u vremenu, t, moe se prikazati izrazom:
= tNN 2lnexp0
pri emu je broj atoma prisutan u trenutku 0N 0=t , N je broj atoma u trenutku , a t predstavlja tzv. vrijeme polu-raspada.
39
-
vrijeme
N0
N0/2
w
Slika 2.23
Drugim rijeima, , je vrijeme potrebno da se poetni broj atoma reducira na pola te se esto naziva u literaturi kao konstanta polu-raspada. Neki radioaktivni izotopi imaju
vrijeme polu-raspada vrlo kratko i s vremenom potpuno nestaju, dok neki imaju vrlo
dugo vrijeme polu-raspada koje moe iznositi i milijune godina. Razliite vrste stijena
imaju razliiti stupanj radioaktivnosti to se moe vidjeti u tablici 2.2.
RADIOAKTIVNOST STIJENA Mala
radioaktivnosti Srednja
radioaktivnosti Jaka
radioaktivnosti
vapnenci pjeenjaci granitne i bazaltne
dolomiti formacije pijeska pjeenjaci bogati mineralima urana i
torija
veina glina
Tablica 2.2.
Radioaktivnost stijena mjeri se detektorom (sl. 2.24). Volumen mjerenja je kugla s
centrom na detektoru iji volumen generira 99 % prirodnog zraenja. Radijus ovisi o
formaciji, a pogotovo o gustoi stijene (vea gustoa - radijus manji).
40
-
Slika 2.24 Ureaj za mjerenje radioaktivnosti stijena
2.3.2. Mjerenje gama zraenja
Ovo je najjednostavniji nuklearni zapis u geofizici i temelji se na mjerenju prirodne
radioaktivnosti porozne formacije. Zapis s mjerenjem gama zraka, koristan je pri
litolokom opisu porozne sredine te lociranju glinenih proslojaka u podzemlju, koji esto
oznaavaju granice vodonosnih slojeva.
Veina izotopa je radioaktivna, meutim samo tri izotopa su vana u prirodnoj emisiji
gama zraenja koje dolazi od raznih stijena i minerala. Ostali izotop su rijetki i vrlo
nestabilni. U geofizikim istraivanjima koriste se:
Uran, - emitira gama zraenje do 2.446 ; u Zemljinoj kori se nalazi u koncentraciji 2 do 3 ppm (mg l
U23892 MeV-1)
Torij, - emitira gama zraenje do 2.6 ; nalazi se u koncentraciji od 8 do 12 ppm
Th232 MeV
Kalij (Potaa- vrsta kalijevog karbonata) K40 - nalazi se u znatnim koliinama u stijenama - oko 3 ppm. Energija zraenja je relativno mala i iznosi oko 1.46
MeV
Slika 2.25. pokazuje tipinu skicu jednog ureaja za mjerenje gama zraenja, te njegov
zapis, koji na razlici mjerenja zraenja identificira odreene proslojke u poroznoj
formaciji.
41
-
R0
Detektor
Radioaktivna sredina
0
R
0
R
R
0
R
krug utjecaja
Slika 2.25. Mjerenje gama zraenje sa zapisom
Fotoelektrini efekt Fotoelektrini efekt nastaje kada gama zraka ( energije ispod 1 MeV) prolazei kroz tvar
pogodi jedan elektron iz orbite atoma i preda mu svu svoju energiju. Samim time zraka
prestane postojati, a elektron biva izbaen iz elektronskog omotaa. Razlika izmeu
energije zraenja i energije kojom je dotini elektron vezan za jezgru posluit e tom
elektronu za kretanje kroz tvari. Elektron izbaen na ovaj nain naziva se fotoelektron.
Fotoelektrini efekt karakteristian je za gama zrake niske energije (ispod 1MeV).
Gama zraka
E < 0.1 MeV
Fotoelektron
Slika 2.26 Fotoelektrini efekt
Compton efekt Compton efekt je karakteristian za gama zrake srednje energije (oko 1MeV). Pri
ovome procesu kvant gama zraka udari u elektron i predaje mu dio svoje energije i
koliine gibanja. Pri tome elektron izleti iz atoma, a gama zraka nastavlja svoj put u
promijenjenom smjeru i sa smanjenom energijom. Osloboeni elektron se kree i
ionizira okolnu tvar.
42
-
Ulazna gama zraka
E = 0.1 - 1 MeV
Rasprena gama zraka
Elektron
Slika 2.27 Compton efekt
Dvostruki efekt ("Pair production") proizvodnja ionskih parova Proizvodnja ionskih parova se moe zbiti samo ako zraka s najmanje 1.02MeV (dva
puta vea energija od energije mirovanja elektrona) proe blizu ili kroz elektrino polje
jezgre atoma. Gama zraka proavi kroz polje prestaje postojati, pretvorivi se u par
elektron - pozitron. Ukoliko dva novonastala elektrona posjeduju energiju za kretanje,
oni e se kretati, sudarati s molekulama i elektronima i ionizirati tvar. Kad izgubi
kinetiku energiju elektron e se prihvatiti za atom pa e atom postati negativan ion.
Pozitron (pozitivno nabijeni elektron) e se i situaciji da nema kinetike energije, spojiti
s najbliim elektronom u orbiti atoma. Nestavi i proton i elektron otpustit e se 2 kvanta
gama zraenja.
Gama zraka
e+ pozitron
e- elektron
E > 1.0 MeV
Slika 2.28 Dvostruki efekt
43
-
2.3.3. Mjerenje gama-gama zraenja ili zapisi gustoe formacije
Za razliku od mjerenja prirodnog gama-zraenja, gama-gama mjerenje zasniva se
na induciranom zraenju, odnosno mjerenju interakcije izmeu inducirane radijacije i
atoma u poroznoj sredini koji su izloeni radioaktivnom bombardiranju. Glavna svrha
ovog geofizikog zapisa procjena je totalne gustoe formacije to kasnije olakava
procjenu samog poroziteta.
Samo mjerenje se vri pomou ureaja skiciranog na slici 2.29. Koristei tokasti
izvor radijacije (najee kobalt - 60 ili cezij - 137) porozna formacija se bombardira
gama zrakama energije u rasponu od 0.1 - 1.0 . Prolazei kroz porozni materijal
gama zrake se priguuju ovisno o tipu i atomskom broju radioaktivnih elemenata na
poroznom materijalu. Intenzitet gama zraenja registriran na detektoru proporcionalan
je totalnoj gustoi formacije. Mjerenje gama-gama zraenja u naftnoj industriji zapisano
je izravno u jedinicama
MeV
3cmg , dok se u hidrogeologiji koristi jedinica cps (counts per
second).
Detektor
Izvor
Opruga 25 cm (najcece) - 80 cm
Slika 2.29. Mjerenje gama-gama zraenja
Poveanje cps odgovara smanjenju gustoe porozne sredine. Gama zraenjem se
moe vrlo precizno detektirati nivo podzemne vode takoer obzirom na izrazitu razliku u
gustoi vode i poroznog materijala. Nivo podzemne vode odgovara otroj promjeni u
gustoi budui da se, ulaskom instrumenta u zasienu formaciju, totalna gustoa
poveava, dakle detektirana radijacija priguuje (manji cps). (gustoa vode je 1.0 g/cm3,
gustoa pjeenjaka je 2.65 g/cm3 )
Totalna gustoa mjerenog uzorka porozne sredine jednaka je zbroju gustoa svih
sastojaka unutar uzorka (npr. voda i stijena) pomnoenih s postotkom uea u
totalnom volumenu uzorka. Dakle, za uzorak mjeren gama-gama zraenjem koji se
44
-
sastoji od jedne vrste materijala i vode, slijedea relacija se koristi za procjenu
poroziteta:
( ) mtb += 1 (2.28) gdje m oznaava gustou vrste faze (stijena), t je gustoa vode u poroznoj formaciji,
b je prostorna gustoa
VM detektirana gama-gama zraenjem i oznaava
porozitet. Iz gornjeg izraza proizlazi porozitet kao funkcija gustoe:
tekucine gustoca- zrna gustoca
gustoca prostorna - zrna gustoca==
tm
bm
(2.29)
U sluaju da se porozna formacija sastoji od vie materijala razliite mineraloke
strukture (pogotovo ako sadri proslojke gline), gornji izraz (2.29) za totalnu gustou se
proiruje dodatnim lanovima koji predstavljaju komponente prisutnog materijala u
mjerenom uzorku:
...2211 +++= tb =i proporcija volumena za komponenti i =i gustoa komponente i
Mjerenjem priguenja izmeu poznate radijacije na izvoru i registracije radijacije na
detektoru, b , se moe procijeniti: ( )xmektor dII = exp0det bm Gdje predstavlja radijaciju na izvoru, 0I m koeficijent apsorpcije mase, a udaljenost detektora od izvora.
xd
Pr. U gustim formacijama fotoni e imati puno kolizija s atomima formacije prije nego
dou do detektora; bit e jako prigueni. To znai slijedee:
Velika apsorpcija mase Velika gustoa amanji porozitet Mali cps Velika gustoa
Za inenjersku praksu vano je napomenuti da gama-gama zapis omoguava dobru
procjenu litologije porozne sredine iz mjerenja gustoe to moe biti vrlo korisna
informacija za temeljenje hidrotehnikih graevina. Gama-gama zapis iz buotine moe
se koristiti za procjenu poroziteta te detekcije nivoa podzemne vode.
45
-
2.3.4. Mjerenje emisije neutrona
Geofiziki zapis mjerenja emisije neutrona takoer spada u nuklearne zapise koji se
vre induciranjem radioaktivnosti unutar buotine. Elementarne estice, neutroni,
nastaju pri dezintegraciji atoma. Mjerenje emisije neutrona registrira koliinu vodika u
poroznoj formaciji. Za vrijeme mjerenja porozni medij je bombardiran vrlo brzim
neutronima (10000 km/s) koji imaju energiju u rasponu od 4 do 6 . Izvor radijacije
kontinuirano emitira brze neutrone u svim smjerovima. Distribucija neutrona je u obliku
kugle u kojoj energija i broj neutrona opadaju s udaljenou od izvora. Brzi neutroni
udaraju u atomske jezgre elemenata na poroznoj sredini i gube energiju i brzinu
emisije. Neutroni koji su usporeni sukcesivnim kolizijama imaju energiju od 0.1 do 100
te ulaze u toplinsko stanje koje se biljei na detektoru mjernog instrumenta (sl.
2.30). Detektor u hidrogeolokim aplikacijama je broja osjetljiv na termalne neutrone i
zapisuje neutrone usporene kolizijama s atomskim jezgrama vodika. Takav zapis je
mjerodavan za koncentraciju vodikovih atoma u poroznoj formaciji. Gustoa termalnih
neutrona varira ovisno o udaljenosti od izvora i broju vodikovih atoma koji su prisutni u
poroznoj sredini.
MeV
eV
Detektor
Izvor
Termalni neutroni
Brzi neutroni
30 cm
Slika 2.30 Ureaj za mjerenje emisije neutrona
Kako je u stijeni i drugim poroznim materijalima vodik prvenstveno prisutan u vodi i
ugljikohidratima, mjerenjem koliine vodika mogua je procjena poroziteta i stupnja
zasienja u poroznom mediju. Neutronski zapis vrlo dobro registrira plutajue proslojke
vode. Prilikom prolaska kroz takve slojeve poveava se naglo koncentracija vodika,
odnosno opada kad instrument naputa tu zonu. Pretpostavka neutronskog zapisa je
da kompletan vodik dolazi iz vode.
46
-
Meutim kako mnogi minerali takoer sadre vodik interpretacija i analiza mjerenja
emisije neutrona nije lagan zadatak u geofizici.
Slika 2.30 pokazuje skicu izvora i detektora na mjernom instrumentu. Broj termalnih
neutrona koji se registrira na detektoru obrnuto je proporcionalan koncentraciji vodika u
poroznom mediju. Vodik prisutan u poroznoj sredini koji sudjeluje u priguenju
induciranih neutrona je uglavnom u vodi, tako da poveanje koliine vodika odgovara
poveanju poroziteta. U naftnoj industriji, geofizika istraivanja, putem zapisa emisije
neutrona, su automatski kalibrirana u jedinicama za porozitet, dok je u hidrogeologiji
zapis dan u cps ( poveanjem cps smanjuje se porozitet).
Mjerenje emisije neutrona korisna je tehnika geofizikog istraivanja koja moe
dosta precizno pokazati poloaj plutajue vode u podzemlju (identificirati proslojke s
vodom). Vano je imati na umu da porozitet procijenjen koritenjem zapisa emisije
neutrona pretpostavlja da kompletan vodik dolazi iz prisustva vode u poroznoj formaciji.
Ukoliko to nije sluaj, potrebno je poznavati odnos ostalih primjesa porozne sredine
koje sadre vodik kako bi se ostvarila pouzdana procjena poroziteta. Na primjer,
prisustvo glinenih proslojaka (ili nekih drugih minerala) esto sadri takoer vodik i
rezultira u procjenjivanju poroziteta. Iako prisustvo drugih, vodikom bogatih struktura, u
podzemlju, moe negativno utjecati na pouzdanost procjene poroziteta, dotle sama
mogunost identifikacije takvih proslojaka, omoguava bolji litoloki zapis.
2.2.5. Drugi geofiziki zapisi
Neki geofiziki zapisi u istraivanjima podzemlja nisu esto prisutni u klasinom
geofizikom istraivanju, ali u svojoj namjeni mogu biti korisni za inenjerska
odluivanja, kako u projektiranju, tako i u samoj fazi izgradnje. Njihova korisnost se
uvijek povezuje s drugim geofizikim istraivanjima gdje daju dodatne informacije
potrebne za pravilniju interpretaciju mjerenja.
Mjerenje dijametra buotine (caliper log) Premda esto zanemareno, mjerenje dijametra buotine, u praksi moe predstavljati
vrlo vaan podatak. Iz prijanjih sekcija je vidljivo kako mnoga mjerenja trebaju biti
korigirana ili dodatno kalibrirana u sluaju promjene dijametra buotine.
Mogunost pravilne korekcije zahtjeva postojanje kontinuiranog zapisa o dijametru
buotine. Dijametar buotine se mijenja kao rezultat: promjene tehnike buenja,
erodiranja stjenke buotine, bubrenja glinenih proslojaka ili formiranja sloja na stjenci
buotine kao rezultat akumuliranja estica iz tekuine koritene pri buenju. Promjena
47
-
dijametara buotine zapisuje se najee u centimetrima. Zapis dijametra buotine je
koristan i vrlo vaan za korekcije i kalibracije ostalih geofizikih zapisa.
Slika 2.31
Mjerenje temperature Mjerenje varijacije temperature u buotini takoer spada u pomone geofizike
zapise koji se primarno koriste kao korekcija za zapise elektrinog otpora i potencijala.
Dvije vrste temperaturnih mjerenja su mogua. Kontinuirani zapis temperature
koritenjem senzora koji se sputa u buotinu li zapis temperaturnog gradijenta
koritenjem dva senzora. U drugom sluaju, zapis se zove diferencijalni zapis
temperature.
Temperatura podzemne vode openito se poveava s dubinom. U prosjeku
poveanje od 1 C za svakih 30 m zove se geotermalni stupanj koji inae varira od
mjesta do mjesta i ovisi o tipu porozne formacije. Pri buenju istrane buotine,
temperatura (zbog cirkulacije tekuine buenja) stoji konstantna po vertikali. Nakon
buenja, voda u buotini poinje ekvilibrirati na osnovu temperature porozne formacije
48
-
te se formira geotermalni gradijent. Dakle, temperatura se poveava s dubinom. Slika
2.32 pokazuje zapis temperature te mogua zapaanja s mjerenjem temperature.
Temperaturna mjerenja u buotini su potencijalno korisna u identifikaciji infiltracije i
prihranjivanja s povrine te u korekciji mjerenja elektrinog otpora koji se mijenja s
temperaturnim razlikama. Mjerenja temperature se, takoer, mogu vrti ubacivanjem
tople ili hladne vode u buotinu, a zapisi temperature mogu se dobiti u razliitim
vremenima poslije ubacivanja. Tim se eksperimentima, mogu utvrditi porozne zone u
buotini, kao i potencijalna komunikacija po vertikali izmeu razliitih proslojaka u
podzemnoj sredini.
Slika 2.32. Temperaturni zapis
Mjerenje zvunog signala (borehole televiewer) Zapis mjerenja zvunog signala u buotini zasniva se na transmisiji zvunih pulsova,
te mjerenju njihove refleksije od stjenke buotine. Sam instrument sastoji se od
rotirajueg dijela koji emitira oko 1500 pulsova zvuka u sekundi. Slika 2.33 pokazuje
skicu mjernog instrumenta i zapis koji registrira postojanje pukotine u poroznoj sredini.
Mjerenje zvunog signala u buotini je vrlo korisno u identifikaciji poloaja pukotina,
njihovom nagibu, gustoi te veliini otvora. to je vra stijena i buotina pravog
cilindrinog oblika to je vea amplituda reflektiranog zvunog signala. Pukotine u stijeni
znaajno reduciraju amplitudu reflektiranog zvunog signala i u zapisu (vidi sliku 2.34.)
imaju sinusoidalni oblik.
49
-
Slika 2.33. Mjerenje zvunog signala
Slika 2.34. Skica zvunog zapisa
2.2.6. Zakljuna zapaanja
U ovoj sekciji prikazan je relativno kratak opis geofizikih mjerenja u podzemlju, s
namjerom da se dotaknu osnovni principi mjerenja i interpretacija zapisa koju
graevinski inenjer moe koristiti u projektiranju i izvoenju objekata. Sigurno je da
postoje mnogi aspekti geofizikih mjerenja (pogotovo novija instrumentacija) koji nisu
50
-
dotaknuti u ovom tekstu i za njihovo razumijevanje je potrebno koristiti druge izvore
informacija, te konzultirati strunjake u geofizici.
Ono to je vano za jednog graevinskog inenjera je razumijevanje principa
mjerenja te kako interpretirati geofiziki zapis da bi se dolo do informacija koje su
izravno primjenjive u praksi. Tvrtke koje nude usluge u geofizikim istraivanjima esto
ne nude kompletnu interpretaciju jer nemaju kompletan uvid u konan cilj i zato je
zadaa graevinskog inenjera, sposobnost da, uz pomo geofiziara, maksimalno
iskoristi i obradi prikupljene podatke.
Svako individualno geofiziko mjerenje, samo za sebe, ne daje potpunu informaciju,
ali povezano s nizom drugih mjerenja u skup geofizikih zapisa, predstavlja vrlo vaan
izvor informacija i poveava nae razumijevanje podzemlja.
Slika 2.35. Stvarni zapis (Shoal site, Nevada, USA)
51
-
3. Geoloka istraivanja
Geoloka istraivanja izravno su povezana s geofizikom i danas se praktiki zajedno
obavljaju. Teko je ponuditi dobar geoloki model podzemlja bez interpretacije
geofizikih mjerenja. Meutim, vrijedi i obrnuto, nije lako ponuditi kvalitetnu
interpretaciju geofizikih mjerenja bez poznavanja osnovnih geolokih procesa
deponiranja, te vremenskog nastojanja odreenih podzemnih formacija. Istraivanja
podzemlja najee se provode za potrebe izgradnje pa sudjelovanje graevinskog
inenjera predstavlja treu kariku u lancu koji vodi uspjenoj izgradnji graevinskih
objekata. Stoga je vano jo se jednom podsjetiti osnovnih principa geolokog
nastajanja i formiranja stijena i njihovih produkata.
Vrsta i raspodjela vodonosnih i vodonepropusnih slojeva u geolokom sistemu je
kontrolirana litologijom, stratigrafijom i strukturom naslaganog materijala. Litologija je
fizikalni opis porozne formacije koji u sebi sadri prikaz mineralne kompozicije, veliinu i
pakiranje zrnatog materijala. Stratigrafija opisuje geometrijsku relaciju, te starosnu
razliku izmeu razliitih zona, proslojaka i ostalih identificiranih segmenata u geolokom
sistemu. Ostale odlike strukture geolokih formacija, kao to su pukotine, rasjedi i druga
boranja, takoer su geometrijske karakteristike najee nastale kroz procese
formiranja i kristalizacije stijena i njihovih produkata. Litologija, stratigrafija, te
strukturalne karakteristike, osnova su za kvalitetan opis distribucije vodonosnih i
vodonepropusnih slojeva.
3.1. Aluvij
Aluvijalni materijali mogu se nai u skoro svim regijama. Oni su vrlo vani izvori za
vodoopskrbu iz podzemlja. Aluvij spada u nekonsolidirane formacije koje su s
vremenom deponirale ljunak, pijesak i sitnu prainu s primjesama gline. To su
materijali koji su se taloili fizikalnim procesima uz korita rijeka i na prostorima rijenih
inundacija.
Uslijed stalnog pomicanja (meandriranja) korita rijeka te promjenama brzina
deponiranja, aluvijalni depoziti imaju veliku varijabilnost teksture materijala koja se
odmah odraava na heterogenost hidraulikih karakteristika iji toni opis je preduvjet
za kvalitetan opis protoka i pronosa materijala kroz poroznu sredinu. Kao rezultat toga,
projektiranje i izvoenje hidrotehnikih objekata u podzemlju takoer postaje funkcija
kvalitetnog opisa geoloke heterogenosti.
52
-
Slika 3.1 Shematski dijagram hidraulike provodljivosti obzirom na dubinu, za relativno
homogen pjeenjaki vodonosnik
Veliki broj testova hidraulike vodljivosti obavljen je u aluvijalnim formacijama i
pokazao je da se varijacija u vodljivosti kree vie od 20 do 30 puta. Ovakva
heterogenost u poroznoj sredini primarno je rezultat razliite distribucije veliine zrnatog
materijala te individualnih slojeva formiranih u procesu nastajanja kroz geoloke epohe.
3.2. Taloenje vjetrom
Materijali koji su transportirani i deponirani vjetrom primarno se sastoje od pijeska i
finog praha. To su formacije u podrujima gdje su male oborine i gdje se nalazi dovoljno
pijeska za transport vjetrom. Pjeane dine su primjeri takvih vrsta deponiranja. U
sjevernoj Americi postoje formacije pjeane praine koja formira depozite, tzv. prapor
ili les, koji se nalaze plitko u podzemlju. Zbog primjesa gline i kalcijevog karbonata, ti
slojevi su srednje kohezivni i imaju porozitet oko 40-50 %, dok im se provodljivost kree
od [ ]sm75 1010 . 53
-
3.3. Taloenje ledom
Sjeverni dijelovi USA, Kanada, te sjeverna Europa ima geoloke formacije koje su
nastale od kontinentalnih ledenjaka. Najee su to formacije od ledenih sedimenata
koje u sebi sadre primjese pijeska, pjeane praine, te gline. Takve formacije, tzv.
ledeni pokrovi su vodonosni slojevi ako u sebi nemaju vee koliine praine i gline. U
protivnom im moe naglo opasti provodljivost (sluaj sa Sjevernom Amerikom).
3.4. Sedimentne stijene 3.4.1.Pjeenjake stijene Pjeenjaci predstavljaju oko 25% sedimentnih stijena. U mnogim zemljama
pjeenjake stijene su vodonosni slojevi bogati vodom i predstavljaju glavne izvore
vodoopskrbe iz podzemnih rezervi. Raspodjela hidraulike vodljivosti u pjeenjacima,
veoma je bitna za pravilnu procjenu izdanosti vodonosnih slojeva, kao i za
odgovarajuu konstrukciju zdenaca. Testovi permeabiliteta izvedeni na kolonama
pjeenjaka pokazuju veliku heterogenost koja lokalno moe iznositi 10-10