Wysowska-Świebodzińska, Anna

Transactions of the VŠB - Technical University of Ostrava Civil Engineering Series

DSpace at VSB Technical University of Ostrava

 335 Anna WYSOWSKA – ŚWIEBODZIŃSKA1  OBRAZOWANIE ELEKTROOPOROWE W POMIARACH STRUKTUR GEOMORFOLOGICZNYCH NA PRZYKŁADZIE POMORZA ZACHODNIEGO ELECTRICAL RESISTIVITY IN POST-GLACIAL MEASUREMENTS ON WESTERN POMERANIA, POLAND  Abstract Determining physical properties of postglacial deposits was an aim of examinations and on the basis of disintegrations of value of the resistance examining the spatial lengthiness of these structures. Two measuring profiles were made at applying depicting the resistivity imaging method. This method let the appropriate resistance of layers for determining the thickness and disintegrations in checked structures: layer of deposit kame on average 20m for resistances 4000 - 5000 [Ωm] (sands and graveles), layer of boulder clays on average 30m and 5 - 70 [Ωm]. Outside these two layers on the second profile transitional layer was determined (thickness: 15m, resistivity: 100 - 200 [Ωm]), probably it is weater level about disturbed geological construction, which results around transgressive of character of glaciation of the Pomeranian phase. In the first profile beneath the layer of boulder clays a level of sands was reached (400 - 600 [Ωm]), most probably Miocene.  Key words: Poland, Western Pomerania, electrical resistivity, Pleistocene glaciations, post-glacial sediments, post-glacial structures    Wstęp Badaniami objęte zostały polodowcowe struktury geomorfologiczne pojezierza szczecineckiego (ryc. 1), które stanowi mezoregion Pojezierza Południowopomorskiego  (Kondracki, 2001). Pojezierze Szczecineckie jest wyznaczone przez dwa pasma moren czołowych fazy krajeńskiej a jej urozmaicona budowa geomorfologiczna jest wynikiem zlodowaceń plejstoceńskich  (Bukowska-Jania, Pulina, 1997). Obszar został dokładnie zbadany pod względem geomorfologicznym (Kostrzewski i in., 1997), natomiast pod względem geologicznym jest słabo rozpoznany (Karczewski, 1997). Zastosowano metodę obrazowania elektrooporowego w celu rozpoznania dwóch wybranych struktur kemowych. Wybrana metoda pozwala řledzić granicę utworów w sposób prawie ciągły, a dzięki temu uzyskać dokładne parametry badanych struktur. Wyznaczono miąższořć osadów plejstoceńskich, a na podstawie otrzymanych wartořci opornořci okreřlono przypuszczalną budowę geologiczną. Profile pomiarowe zostały ustalone tak, aby uchwycić granicę pomiędzy kemem a sąsiednią formą geomorfologiczną. Metoda obrazowania elektrooporowego była powszechnie stosowana w badaniach form lodowcowych i polodowcowych, a jej skutecznořć została potwierdzona w wielu publikacjach (Barines i in., 2002; Kneisel, 2006; Schmitt i in., 2004; Kilner i in., 2005), jednak w wybranym obszarze stosowano ją rzadko (Gibas, 2002).                                                           1 Uniwersytet Řląski, Wydział Nauk o Ziemi, Ul. Będzińska 60 Sosnowiec, annawys@poczta.fm  336  Ryc. 1 Obszar badań, fragment mapy geomorfologicznej wg A. Karczewskiego (1997) Fig. 1 Area of research, the geomorphological map pices, A. Karczewski (1997) Obszar badań Charakterystyczną cechą obszaru badań jest duża amplituda rzeźby stropu podłoża znaczna miąższořć osadów plejstoceńskich oraz wpływ procesów glacitektonicznych i akumulacyjnych na współczesne ukształtowanie terenu (Dobracki, Lewandowski, 2002). Granica pomiędzy utworami plejstoceńskimi a plioceńskimi znajduje się řrednio na setnym metrze głębokořci (Karczewski, 1991, 1997; Dobracki, Lewandowski, 2002; Klimek, Lewandowski, 2002). Piaski, żwiry wodnolodowcowe oraz iły, a także piaski jeziorne i torfy pochodzące z okresów interglacjalnych są standardowymi osadami obszaru badań. Całkowita miąższořć osadów pliocenu wynosi řrednio 175m (Bukowska-Jania, Pulina, 1997; Mapa Geologiczna Polski 1:50000). Badane formy polodowcowe znajdują się na terenie zlewni rzeki Piławy o charakterystycznym przebiegu rynnowym z wieloma jeziorami. Jej największym zbiornikiem jest jezioro Pile (9,8 km2, řr. gł. 44m) zasilane jest przez wody spływające północy, północnego – zachodu oraz z zachodu (Choiński, 1991). Piława charakteryzuje się prostym reżimem odpływu z jednym wezbraniem wiosennym, okresem niskich stanów (okres letni) oraz gruntowo – deszczowo – řnieżnym zasilaniem (Bukowska-Jania, Pulina 1997; Dynowska 1971).  Rozpoznanie płytkiej budowy geologicznej i hydrogeologicznej powstało w oparciu o kilkanařcie płytkich otworów wiertniczych wykonanych w obszarze badań. Wynika z nich, że przypowierzchniowa warstwa zbudowana jest z pisaków różnej granulacji i żwirów. Poziom wód gruntowych znajduje się na głębokořci od 8 do 14m ppt. Pod tą warstwą znajduje się poziom glin zwałowych (Sołtysik, Rybka, 1993). Wykonano dwa profile pomiarowe na formach kemowych. Profil pierwszy zlokalizowany był po południowej stronie j. Pile i przebiegał przez kem i sandr. Kemy zbudowane są ze żwirów i piasków o wysokich wartořciach opornořci. Prawdopodobnie zostały ukształtowane w szczelinach martwego lodu. Sandry są rozległymi płaskimi formami geomorfologicznymi zbudowanymi przeważnie ze żwirów i piasków osadzonych i wypłukanych przez wody topniejącego lodowca (Klimaszewski, 1978).  337 Drugi profil poza kemem przebiegał przez morenę, która jest formą akumulacyjną zbudowaną najczęřciej z przemieszanych frakcji różnej wielkořci osadów, od głazów i bloków, przez kamienie, okruchy, po piasek i pył skalny (Klimaszewski, 1978). Metodyka badawcza Celem badań obrazowania elektrooporowego jest okreřlenie, na podstawie otrzymanych wartořci opornořci, przypuszczalnej budowy geologicznej badanych osadów. Otrzymane wartořci opornořci pozornej są przetwarzane w procesie inwersji na wartořci opornořci włařciwej. Można opisać to za pomocą funkcji matematycznej, która jest sumą operatora odwzorowania i błędów obserwacji. Operator odwzorowania pozwala obliczyć poprawnořć dopasowania modelu (Rudzki, 2002; Loke, 2004). Dzięki zastosowanej technice interpretacyjnej możliwe jest nie tylko uzyskanie informacji o rozkładach opornořci włařciwej poszczególnych warstw oraz ich miąższořci, ale także ich rozciągłořci i morfologii. Metody cechuje szeroki zakres stosowalnořci. Teoretyczny zasięg pomiaru w głąb ziemi zależy od odległořci między skrajnymi elektrodami i wynosi řrednio 1/4 tej odległořci. Im większa odległořć, tym większy zasięg, poza odległořcią na zasięg głębokořciowy mają wpływ czynniki takie jak: wilgotnořć, porowatořć, zasolenie i in. (Loke, 2004). Do elektrod zewnętrznych (prądowych) podłączone jest źródło prądu elektrycznego, do wewnętrznych (napięciowych) woltomierz. Metoda ta uřrednia rzeczywistą rezystancję gruntu w obszarze od powierzchni do głębokořci, która zależy od rozstawu elektrod zewnętrznych (Loke, 2004).  Długořć profili pomiarowych wynosiła 400m, a odstęp pomiędzy elektrodami wynosił 10m. Pomiary zostały wykonane przy zastosowaniu protokołu Schlumberger-S i 41 elektrod. Dzięki zastosowanym parametrom uzyskano 450 punktów pomiarowych i řrednią głębokořć penetracji 50m. Wyniki pomiarów Otrzymano dwa inwersyjne modele opornořci włařciwej, w każdym z modeli wyznaczono cztery warstwy. Na pierwszym modelu opornořci (ryc. 2) pierwsza warstwa charakteryzuje się opornořcią włařciwą rzędu 4000 - 5000 [Ωm]. Jest ona związana prawdopodobnie z utworami budującymi kem (gruboziarniste piaski i żwiry), które występują powyżej zwierciadła Jeziora Pile, można więc przypuszczać, że są niezawodnione. Drugą warstwę przypuszczalnie stanowią piaski i mułki limnoglacjalne (50 - 200 [Ωm]). Ich ograniczony zasięg powierzchniowy związany jest ze sposobem sedymentacji. Trzecią warstwą, są najprawdopodobniej gliny zwałowe i iły (3 - 50 [Ωm]). Ostatnia warstwa zbudowana jest z  piasków o oporze rzędu 400 - 600 [Ωm], porównując głębokořć spągu tej warstwy z danymi geologicznymi tego obszaru można przypuszczać, że są to piaski mioceńskie.   338  Ryc. 2 Inwersyjny model opornořci włařciwej, południowa strona Jeziora Pile Fig. 2 Resistivity inversion model, southern side the Pile Lake Pierwsza warstwa modelu drugiego (ryc. 3) charakteryzuje się wartořciami opornořci włařciwej rzędu 4000 – 5000 [Ωm]. Stanowią ją najprawdopodobniej piaski i żwiry gruboziarniste, a ich występowanie powyżej zwierciadła j. Pile oraz gruba frakcja pozwalają sądzić, że są one niezawodnione. Drugą warstwą prawdopodobnie są piaski i żwiry fluwioglacjalne (100 - 200 [Ωm]). Warstwa trzecia zbudowana jest z gruboziarnistych żwirów i piasków (3000 - 4000 [Ωm]) i najprawdopodobniej jest częřcią kemu zagrzebaną przez osady fluwioglacjalne o znacznie drobniejszej frakcji. Można przypuszczać, że ostatnia warstwa to  iły i gliny zwałowe ( 3 - 5 [Ωm]).    Ryc. 3 Inwersyjny model opornořci włařciwej, północna strona Jeziora Pile Fig. 3 Resistivity inversion model, north side the Pile Lake Podsumowanie Otrzymane wyniki porównano z dostępnymi danymi geologicznymi (Bukowska-Jania, Pulina, 1997; Karczewski, 1997; Dobracki, Lewandowski, 2002), potwierdziło to otrzymane inwersyjne modele opornořci, a co za tym idzie poprawne zbadanie badanego ořrodka. Wyniesienia kemowe powstawały ze zdeponowanego materiału w szczelinach martwego lodu, zazwyczaj występują powyżej zwierciadła jezior, zbudowane są z piasków i żwirów różnej frakcji (Bukowska-Jania, Pulina, 1997)  339 Poziomy glin zwałowych oraz podřciełające je osady piaszczysto żwirowe reprezentują główne ogniwo litostratygraficzne vistulianu – fazę leszczyńsko poznańską (Klimek, Lewandowski, 2002). Zastosowana metoda badawcza umożliwiła przedstawienie rozkładów wartořci opornořci badanych osadów oraz okreřlenie ich miąższořci. Wartořci opornořci dla form kemowych są do siebie zbliżone. Można przypuszczać, że możliwe jest stworzenie modeli rozkładów wartořci opornořci dla różnych struktur postglacjalnych. Przy zastosowaniu odpowiednio dużej ilořci profili pomiarowych możliwe jest zbadanie przestrzennej rozciągłořci struktur geomorfologicznych oraz wydzielenie poziomów wodonořnych. Porównanie otrzymanych wyników z danymi literaturowymi może řwiadczyć, iż wykorzystując wybraną metodę geofizyczną uzupełnioną o dokładniejsze pomiary warstwy pierwszej, istnieje możliwořć uzyskania poprawnego modelu ořrodka w sposób bezinwazyjny.  Literatura [1] Barines, D., Smith, D., Froese, D.G., Bauman, P. and Niemeck, G. (2002): Electrical resistivity ground imaging (ERGI): a new tool for mapping the lithology and geometry of channel-belts and valley-fills. Sedimentology, Volume 49: 441. [2] Bukowska-Jania, E. and Pulina, M. (1997): Problemy hydrochemiczne i kriochemiczne w rejonie Bornego Sulinowa (Pomorze Zachodnie), [w]: Kostrzewski A. (red.), Rzeźba i osady czwartorzędowe obszarów współczesnego i plejstoceńskiego zlodowacenia półkuli północnej. Wyd. UAM, Ser. Geografia 58: 29-49. [3] CHoińsky, A. (1991): Katalog jezior polskich. Pojezierze Pomorskie. Wydawnictwo Naukowe UAM, Poznań. [4] Dobracki, R. and Lewandowski, J. (2002): Plejstocen Pojezierza Drawskiego i Szczecineckiego, [w]: Plejstocen Pomorza Řrodkowego i strefa marginalna lobu Parsęty – IX Konferencja: Stratygrafia Plejstocenu Polski. Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Pomorski, Szczecin i Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Řląski, Katowice. [5] Dynowska, I. (1971): Typy reżimów rzecznych w Polsce. Zeszyt Naukowy Uniwersytetu Jagielońskiego, Prace Geograficzne 28: 151. [6] Gibas J. (2002): Wstępne wyniki badań geofizycznych struktur polodowcowych na Pomorzu Zachodnim, [w]: Plejstocen Pomorza Řrodkowego i strefa marginalna lobu Parsęty – IX Konferencja: Stratygrafia Plejstocenu Polski. Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Pomorski, Szczecin i Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Řląski, Katowice.  [7] Loke, M. H. (2004): Tutorial: 2-D and 3-D electrical imaging surveys in: www.geoelectrical.com. [8] Karczewski, A. (1991): Rozwój i zasięg fazy pomorskiej lobu Parsęty podczas zlodowacenia vistuliańskiego, [w:] Kostrzewski A., (red.) Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych. Geografia 50, Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu im. A. Mickiewicza, Poznań. [9] Karczewski, A. (1997): Geomorfologia i rozwój rzeźby przedpola fazy pomorskiej w północnym sąsiedztwie jeziora Pile, [w:] Bukowska-Jania E. &   340 Pulina M., (red), Studia nad řrodowiskiem geograficznym Bornego Sulinowa. PWN, Warszawa [10] Kilner, M., West, L. .J. and Murray, T. (2005): Characterisation of glacial sediments using geophysical methods for groundwater source protection. Journal of Applied Geophysics 57:  293– 305. [11] Klimaszewski, M. (1978): Geomorfologia. PWN, Warszawa. [12] Klimek, K. and Lewandowski, J. (2002): Stanowisko nr 5 – Liszkowo, [w:] Plejstocen Pomorza Řrodkowego i strefa marginalna lobu Parsęty – IX Konferencja: Stratygrafia Plejstocenu Polski. Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Pomorski, Szczecin i Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Řląski, Katowice. [13] Kneisel, C. (2006): Assessment of subsurface lithology in mountain environments using 2D resistivity imaging. Geomorphology 80: 32–44. [14] Kondracki, J. (2001): Geografia Polski. Mezoregiony fizyczno geograficzne. Państwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa. [15] Kostrzewski, A., Mazurek, N., Szpikowski, J., Tomczak, G. and Zwoliński, Z. (1997) Współczesne procesy morfogenetyczne w řwietle analizy mapy morfodynamicznej byłego poligonu Borne Sulinowo, [w:] Bukowska-Jania E. &  Pulina M., (red), Studia nad řrodowiskiem geograficznym Bornego Sulinowa. PWN, Warszawa: 89-99. [16] Rudzki, M. (2002): Zastosowanie metody tomografii elektrooporowej do wykrywania podziemnych obiektów antropogenicznych. Publis. Inst. Geophys. Pol. Acad. Sc., M. 25 (313). [17] Schmitt, D.R., Welz, M., Rokosh, C.D., Pontbriand, M.C. and Smith, D.G. (2004): Resolving Large Pre-glacial Valleys Buried by Glacial Sediment Using Electric Resistivity Imaging (ERI). American Geophysical Union, Spring Meeting 2004. [18] Sołtysik, J., Rybka, A. (1993): Raport o zanieczyszczeniach gruntu i wód podziemnych pro-duktami ropopochodnymi i innymi substancjami chemicznymi na obiekcie opuszczonym przez wojska Federacji Rosyjskiej Borne Sulinowo. Wojskowa Akademia Techniczna, Exbud – 22 Hydrogeotechnika, Warszawa, Kielce.  

Electrical resistivity in post-glacial measurements on Western Pomerania, Poland

 315Sborník vědeckých prací Vysoké školy báňské - Technické univerzity Ostrava číslo 2, rok 2009, ročník IX, řada stavební článek č. 35 Anna WYSOWSKA-ŚWIEBODZIŃSKA1 WYKORZYSTANIE METODY PIONOWYCH SONDOWAŃ ELEKTROOPOROWYCH DO ROZPOZNANIA PŁYTKIEJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ NA PRZYKŁADZIE POLODOWCOWEJ STRUKTURY KEMOWEJ ELECTRICAL RESISTIVITY IN POST-GLACIAL MEASUREMENTS ON WESTERN POMERANIA, POLAND  Abstrakt Celem przeprowadzonych badań było rozpoznanie metodami elektrooporowymi płytkiej budowy geologicznej polodowcowej struktury kemowej. Badania przeprowadzono na południe od Jeziora Pile (Pojezierze Drawskie, północno zachodnia Polska). W badaniach geofizycznych zastosowano metodę automatycznych sondowań elektrooporowych. Metoda ta pozwoliła na określenie miąższości i rozkładów oporności właściwej warstw w badanych strukturach: 1 – warstwa przypowierzchniowa,  2 – suche piaski drobnoziarniste,  3 – piaski, żwiry i otoczaki,  4 – glina zwałowa. Oporność poszczególnych warstw malała w kierunku SE, wynikało to z faktu budowy struktury kemowej, pomiary wykonane zostały od najwyższego jej punktu do podnóża. Wyniki poddano weryfikacji statystycznej w celu sprawdzenia stopnia wzajemnej zależności uzyskanych danych oraz porównano je z dostępnymi danymi literaturowymi dotyczącymi budowy geologicznej obszaru badań. Przeprowadzone badania pozwoliły na rozpoznanie rodzaju osadów budujących kem oraz na ustalenie średniej wartości oporności kolejnych warstw.  Abstract The aim of investigation was to recognizing a post-glacial kame structure. The surveys were carried out of Pile Lake in NW Poland. The electrical resistivity method was applied in measurements. Nine sounding were done and correlation with geological data. The results of research were verified statistically in order to correlate it and compare with literature data concerning the geology of research area. Geophysical prospecting gave good results in deciphering geology. Wstęp Pionowe sondowania elektrooporowe zostały wykonane na Pojezierzu Szczecineckim (ryc. 1), które stanowi mezoregion Pojezierza Południowopomorskiego                                                                                                                                                 1 Anna Wysowska-Świebodzińska, Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, Ul. Będzińska 60, Sosnowiec, e-mail: wysowska@wnoz.us.edu.pl    316(Kondracki, 2001). Urozmaicona budowa geomorfologiczna tego obszaru jest wynikiem aktywnej działalności lodowców podczas zlodowaceń plejstoceńskich (Bukowska-Jania, Pulina, 1997). Liczne ślady bez przekształceń w postaci moren, żwirowisk i jezior polodowcowych spowodowały, iż zlodowacenie północnopolskie (bałtyckie, Wisły) jest najlepiej rozpoznanym z glacjałów pod każdym względem (Leśniak, 2002). Maksymalny zasięg tego zlodowacenia wyznaczała faza leszczyńska, a zasięg ten był zdeterminowany występowaniem połączeń pomiędzy jeziorami oraz występowanie cech marginalnych takich jak moreny i stożki napływowe (Galon, Roszkówna, 1961, Marks, 2002). Badania geomorfologiczne form marginalnych pozwalają na odtworzenie przebiegu deglacjacji, o ruchach czaszy lodowej ostatniego zlodowacenia świadczą pokłady glin morenowych wraz z osadami międzymorenowymi (Leśniak, 2002).       Ryc. 1 Obszar badań, fragment mapy geomorfologicznej wg A. Karczewskiego (1997) Fig. 5 Area of research, the geomorphologic map pieces, A. Karczewski (1997) Zastosowano metodę pionowych sondowań elektrooporowych w celu rozpoznania płytkiej budowy geologicznej wybranej struktury kemowej. Na podstawie otrzymanych wartości oporności właściwej określono przypuszczalną budowę geologiczną do około 20m. Metoda ta jest powszechnie stosowana do rozpoznania płytkiej (Maciaszek 2008), jednak w wybranym obszarze stosowano ją rzadko (Gibas, 2005, Wysowska, 2006). Wpływ zlodowacenia północnopolskiego na obszar badań W stadiale głównym zlodowacenia północnopolskiego wyróżniono sześć faz i pięć interfaz (Mojski, 1968). Przedpaudorfska faza, która występuje w profilach lessu soliflukcyjnego jest najstarszą fazą tego okresu. Faza leszczyńska, to głównie osady lodowcowe, których południową granice wyznaczały formy marginalne z osadami wodnolodowcowymi. Od drugiej części fazy (poznańskiej) oddzielona jest interfazą przedpoznańską,  która zaznacza się osadami wodnolodowcowymi i rzecznymi, które przykrywają osady lodowcowe pochodzące z fazy poznańskiej (Leśniak, 2002). Osady jeziorne występujące na obszarze zlodowaconym są charakterystyczne dla interfazy mazurskiej, które przykrywają osady fazy pomorskiej (lodowcowe i wodnolodowcowe).  317Pozostałe fazy i interfazy stadiału głównego ogólnie nazywane są schyłkiem zlodowacenia północnopolskiego, w którym przeważają osady jeziorne, rzeczne i eoliczne. Górna granica zlodowacenia północnopolskiego wyznaczona jest na przejście plejstocenu w holocen (Leśniak, 2002). Podczas zlodowacenia północnopolskiego okresy ciepłe były przerywane przez kolejne glacjały o mniejszym zasięgu, na profilach widoczne jest to jako nowe poziomy gliny morenowej. Pojezierze Szczecineckie objęte było dwoma najmłodszymi fazami stadiału głównego, leszczyńsko-poznańską i pomorską, dowodzi tego występowanie dwóch poziomów glin lodowcowych występujących na tym obszarze. Gliny te rozdzielone są osadami fluwioglacjalnymi  i limnoglacjalnymi (Dobracki, Lewandowski, 2002). Granica pomiędzy utworami plejstoceńskimi a plioceńskimi znajduje się średnio na setnym metrze głębokości (Karczewski, 1991, 1997; Dobracki, Lewandowski, 2002; Klimek, Lewandowski, 2002). Całkowita miąższość utworów plejstoceńskich na tym terenie wynosi od 80 m do 150 m (Karczewski 1997,1991; Lewandowski et al. 2000; Dobracki R. et al. 2002). Pod nimi zalegają osady pochodzące z wcześniejszych okresów, którymi są przede wszystkim mioceńskie iły pylaste bezwapienne oraz iły i mułki ze zwęglonym detrytusem roślinnym, pirytem i wkładkami węgli brunatnych, piaski drobnoziarniste kwarcowe, piaski ilaste z wkładkami mułków oraz mułki i iły ich całkowita miąższość szacowana jest na 150-200 m (Bukowska-Jania, Pulina, 1997; Mapa Geologiczna Podstawowa 1:50000).  Wykonano dziewięć sondowań elektrooporowych według załączonego schematu na kemie znajdującym się po południowej stronie Jeziora Pile (ryc. 2). Kemy zbudowane są. Kemy prawdopodobnie zostały ukształtowane w szczelinach martwego lodu i zbudowane są ze żwirów i piasków o wysokich wartościach oporności. (Klimaszewski, 1978). Metodyka badawcza Celem badań elekktrooporowych jest określenie, na podstawie otrzymanych wartości oporności właściwej, przypuszczalnej budowy geologicznej badanych osadów. Otrzymane wartości oporności pozornej są przetwarzane w procesie inwersji na wartości oporności właściwej. Metody te wykorzystują powstające różnice potencjałów pomiędzy elektrodami wbitymi w grunt, przez które przepuszcza się prąd elektryczny. Są one bezinwazyjne i służącą do badań struktur podpowierzchniowych. Typowy układ pomiarowy składa się z dwóch elektrod prądowych i dwóch potencjałowych, a odległości pomiędzy elektrodami warunkują zasięg głębokościowy i wpływają na zdolność detekcji podpowierzchniowych warstw (Sjődahl, 2006). Zmierzona różnica potencjałów dostarcza informacji o podpowierzchniowych, heterogenicznych strukturach i ich właściwościach elektrycznych. Określenie rozkładów oporności gruntu jest głównym celem badań geoelektrycznych, wykorzystuje się do tego proces inwersji, który jest najistotniejszym elementem interpretacji otrzymanych danych terenowych. Proces ten polega na stworzeniu przypuszczalnego modelu, który w kolejnych procesach iteracyjnych zostaje coraz lepiej dopasowany. (Kearey i inni,  2002). Teoretyczny zasięg pomiaru w głąb ziemi zależy od odległości między skrajnymi elektrodami i wynosi średnio 1/4 tej odległości. Im większa odległość, tym większy zasięg, poza odległością na zasięg głębokościowy mają wpływ czynniki takie jak: wilgotność, porowatość, zasolenie i in. (Loke, 2004). Do elektrod zewnętrznych (prądowych) podłączone jest  318źródło prądu elektrycznego, do wewnętrznych (napięciowych) woltomierz. Metoda ta uśrednia rzeczywistą rezystancję gruntu w obszarze od powierzchni do głębokości, która zależy od rozstawu elektrod zewnętrznych (Loke, 2004). Długość profili pomiarowych wynosiła 100m, a środki sondowań oddalone były od siebie o 50m. Zastosowano symetryczny układ Schlumbergera który charakteryzuje się średnią czułością na zmiany oporności ośrodka zarówno z głębokością, jak i w kierunkach horyzontalnych.  Ryc. 2 Schemat pomiarowy, fragment mapy geomorfologicznej, wg A. Karczewski 1- jezioro, 2 – sandr, 3 – wzgórza i pagóry kemowe, 4 – dna dolin, obniżeń jeziornych, czerwona linia – korelacja A, zielona linia – korelacja B, zółta linia – korelacja C Fig. 2 Schema of measurement, Piece of geomorphologic map, after A. Karczewski, 1 – lake, 2 – sandur, 3 – kame, 4 – Valley bottom, red line – correlation A, green line – correlation B, yellow line – correlation C   Wyniki pomiarów W wyniku przeprowadzonych pomiarów otrzymano dziewięć krzywych elektrooporowych, które połączono w trzy korelacje (ryc. 3). Powstały w ten sposób profile pomiarowe o przebiegu NE/SW.  Na podstawie krzywych wykreślono profile geoelektryczne dla poszczególnych korelacji (ryc. 7 - 9). Warstwa pierwsza sondowań 1, 4, 7 ma średnią miąższość 1m jest to warstwa przypowierzchniowa zbudowana z różnoziarnistych piasków i żwirów (1109 Ωm). Warstwa druga wykazuje wzrost oporności właściwej do 3099 Ωm a jej miąższość wynosi 5,8 m (suche drobnoziarniste piaski). Warstwę o największej miąższości (14,8 m) w tym profilu stanowią prawdopodobnie zawodnione różnoziarniste piaski z domieszką żwirów i otoczaków (847 Ωm). Ostatnią niskooporową warstwę (46 Ωm) stanowi glina zwałowa.   319  Ryc. 3 Wycinek mapy geomorfologicznej wg A. Karczewski 1- jezioro, 2 – sandr, 3 – wzgórza i pagóry kemowe, 4 – dna dolin, obniżeń jeziornych, czerwona linia – korelacja A, zielona linia – korelacja B, zółta linia – korelacja C Fig.  3 Piece of geomorphologic map, after A. Karczewski, 1 – lake, 2 – sandur, 3 – kame, 4 – Valley bottom, red line – correlation A, green line – correlation B, yellow line – correlation C  Otrzymane wyniki przedstawiono na rysunkach 4 - 6.    Ryc. 4 Krzywe elektrooporowe, korelacja A Fig. 4 The result of measurements, correlation A     320    Ryc. 5 Krzywe elektrooporowe, korelacja B Fig. 5 The result of measurements, correlation B  Ryc. 6 Krzywe elektrooporowe, korelacja C Fig. 6 The result of measurements, correlation C  Przypowierzchniowa warstwa sondowań 2, 5, 8 to różnoziarniste piaski i żwiry (1150 Ωm, 1,7m). Oporność właściwa w warstwie drugiej wzrasta do 3266 Ωm (suche drobnoziarniste piaski), a jej miąższość wynosi 4,9m. Trzecią warstwę stanowią najprawdopodobniej zawodnione różnoziarniste piaski i otoczaki o oporności właściwej 566Ωm (12,2m). Ostatnią warstwę stanowi glina zwałowa (50 Ωm). Dla sondowań 3, 6, 9 przypowierzchniowa warstwa wykazuje niższe wartości oporności właściwej. Spowodowane było to lokalizacją sondowań w pobliżu rynny rzeki Piławy. Warstwę przypowierzchniową o miąższości 2,2m stanowią piaski i żwiry (498 Ωm). Druga warstwa to drobnoziarniste piaski o miąższości 3m i wartości oporności właściwej 1108 Ωm. Warstwa trzecia to zawodnione piaski (80 Ωm) o miąższości 10m. Ostatnią warstwę stanowi nawodniona glina o wartości oporności właściwej równej 25Ωm.  1 321 Ryc. 7 Przekrój geoelektryczny, korelacja A,    1 – warstwa przypowierzchniowa,  2 – suche piaski drobnoziarniste,  3 – piaski, żwiry  i otoczaki,  4 – glina zwałowa Fig. 7 Electrical cross section, corelattion A, 1- surface layer, 2 – dry sands, 3 – sands, gravels and boulder       Ryc. 8 Przekrój geoelektryczny, korelacja B (1– 4 = Ryc. 7) Fig. 8 Electrical cross section, corelattion B (1– 4 = Fig. 7)        4 [Ωm]       5 [Ωm]               6 [Ωm]KORELACJA B NW SE      1 [Ωm]   2 [Ωm]                 3 [Ωm]KORELACJA A NWSE  322  Ryc. 9 Przekrój geoelektryczny, korelacja C (1– 4 = Ryc. 7) Fig. 9 Electrical cross section, corelattion C (1– 4 = Fig. 7) Podsumowanie Sondowania elektrooporowe pozwoliły na rozpoznanie płytkiej budowy geologicznej oraz wydzielenie czterech warstw geoelektrycznych nieznacznie różniących się wartościami oporności właściwej na różnych profilach. Różnice najprawdopodobniej są wynikiem wpływu czynników zewnętrznych.  Wartości wyznaczonych oporów skał zawierają się w tabelarycznych przedziałach oporności właściwej badanych skał (Plewa i Plewa, 1992; Schön, 1996; Telford i in., 1990; Reynolds, 1997).  Dla otrzymanych wyników obliczono współczynnik konkordancji M. G Kandala i B. Bagingtona-Smitha, wg wzoru: ( )( )11312222212−⋅+−=∑=NNmNNmRrNjjw ,  gdzie:  wr - współczynnik konkordancji, jR  - suma rang dla kolejnych obiektów,  m - liczba cech,  N - liczba elementów w szeregu, 12 - liczba stała.  Umożliwia on badanie współzależności między więcej niż dwiema cechami (Runge, 1992). Zastosowanie tego współczynnika miało na celu zbadanie wzajemnych     7 [Ωm]   8 [Ωm]               9 [Ωm]KORELACJA C NW SE  323zależności pomiędzy otrzymanymi danymi terenowymi. Otrzymano 786,0=wr , co świadczy o dużej współzależności danych terenowych. Ponieważ współczynnik konkordancji stanowi miarę unormowaną, weryfikację jego istotności oparto o test 2χ (Runge, 1992) stosując wzór (oznaczenia jak wyżej): ( ) wrNm 12 −=χ  Otrzymano wartość 012,332 =χ , natomiast wartość tablicowa przy założonej istotności 05,0=α  wynosi 362,22.2 =tablχ , czyli .22 rablχχ > . Ostatnim etapem weryfikacji otrzymanych wyników było skorelowanie ich z różnymi danymi literaturowymi dotyczącymi badanego terenu (Bukowska-Jania i Pulina, 1997; Dobracki i Lewandowski, 2002; Klimek i Lewandowski, 2002; Karczewski, 1997). Wyniesienia kemowe powstawały ze zdeponowanego materiału w szczelinach martwego lodu, zazwyczaj występują powyżej zwierciadła jezior, co może powodować wzrost wartości oporności, zbudowane są z piasków i żwirów różnej frakcji (Bukowska-Jania, Pulina, 1997). Zastosowana metoda badawcza umożliwiła przedstawienie rozkładów wartości oporności badanych osadów oraz określenie ich miąższości. Przy zastosowaniu odpowiednio dużej ilości profili pomiarowych możliwe jest zbadanie przestrzennej rozciągłości struktur geomorfologicznych.  Literatura [1] BUKOWSKA-JANIA, E. & PULINA, M. Problemy hydrochemiczne i kriochemiczne w rejonie Bornego Sulinowa (Pomorze Zachodnie), [w]: KOSTRZEWSKI A. (red.), Rzeźba i osady czwartorzędowe obszarów współczesnego i plejstoceńskiego zlodowacenia półkuli północnej. Wyd. UAM, 1997,  Ser. Geografia 58, pp. 29-49. [2] DOBRACKI, R. & LEWANDOWSKI, J. Plejstocen Pojezierza Drawskiego i Szczecineckiego, [w]: Plejstocen Pomorza Środkowego i strefa marginalna lobu Parsęty. In IX Konferencja: Stratygrafia Plejstocenu Polski. Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Pomorski, Szczecin i Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Katowice, 2002. [3] GALON, R. & ROSZKÓWLNA, L. Extents of the Scandinavian Glaciations and of Their Recession Stages on the Territory of Poland in the Light of Analysis of the Marginal Forms of Inland Ice. Przegląd Geograficzny,  33, 1961, pp. 347-364. [4] GIBAS, J., RACHELWICZ, G., & SZCZUCINSKI, W. Application of DC Resistivity Soundings and Geomorphological Surveys in Studies of Modern Arctic Glacier Marginal Zones, Petuniabukta, Spitsbergen. Polish Polar Research, 26(4), 2005, pp. 239-258. [5] KARCZEWSKI, A. Rozwój i zasięg fazy pomorskiej lobu Parsęty podczas zlodowacenia vistuliańskiego, [w:] KOSTRZEWSKI A., (red.) Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych. Geografia 50, 1991, Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu im. A. Mickiewicza, Poznań. [6] KARCZEWSKI, A. Geomorfologia i rozwój rzeźby przedpola fazy pomorskiej w północnym sąsiedztwie jeziora Pile. [w:] BUKOWSKA-JANIA E. &  PULINA  324M., (red), Studia nad środowiskiem geograficznym Bornego Sulinowa. PWN, 1997, Warszawa. [7] KEAREY, P., BROOKES, M. & HILL, I. An Introduction to Geophysical Exploration, Blackwell Science, 2002. [8] KLIMASZEWSKI, M. Geomorfologia. PWN Warszawa, 1978. [9] KLIMEK, K. & LEWANDOWSKI, J.Stanowisko nr 5 – Liszkowo, [w]: Plejstocen Pomorza Środkowego i strefa marginalna lobu Parsęty . In IX Konferencja: Stratygrafia Plejstocenu Polski. Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Pomorski, Szczecin i Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Katowice, 2002. [10] KONDRACKI, J. Geografia Polski. Mezoregiony fizyczno geograficzne. Państwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa, 2001. [11] LEŚNIAK, T. Materiały pomocnicze do terenowych zajęć geologicznych w rejonie nadmorskim. Uczelniane Wydawnictwo Naukowo Dydaktyczne AGH, Kraków, 2002. [12] LEWANDOWSKI, J., HELIASZ, Z. & KLIMEK, K. Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1: 50 000, arkusz Sulinowo (198).  Ministerstwo Środowiska, Państwowy Instytut Geologiczny, 2000. [13] LOKE, M., H. Tutorial: 2-D and 3-D Electrical Imaging Surveys. In www.geoelectrical.com , 2004. [14] MACIASZEK, J. Geodezyjne i geofizyczne badania osuwiska na przykładzie rejonu „Szyb Kościuszko” w Kopalni Soli „Wieliczka”. Gospodarka surowcami mineralnymi, 2008, Tom 24, zeszyt 3/2, 273-288   [15] MARKS, L. Last Glacial Maximum in Poland. Quaternary Science Reviews, 2002, 21, pp. 103-110. [16] POMIANOWSKI, P., ROGOWSKI, R. & RUDZKI, M. Zastosowanie badań i pomiarów geofizycznych w ochronie elektrochemicznej. In VII Krajowa Konferencja: Pomiary Korozyjne w Ochronie Elektrochemicznej, 2002, 53-60. [17] MOJSKI, J.E. Zarys stratygrafii zlodowacenia północnopolskiego (bałtyckiego). Prace Geograficzne PAN, 74, 1968. [18] PLEWA, M. & PLEWA, S. Petrofizyka. Wyd. Geol., 1992, pp. 248–271. [19] Reynolds, J.M. An Introduction to Applied and Environmental Geophysics. Wiley, Chichester, 1997. [20] RUNGE, J. Wybrane zagadnienia analizy przestrzennej w badaniach geograficznych. Skrypty Uniwersytetu Śląskiego nr 469, 1992, Katowice. [21] SCHON, J.H.Physical Properties of Rocks. Pergamon, 1996. [22] SJŐDHAL, P. Resistivity Investigation and Monitoring for Detection of Internal Erosion and Anomalous Seepage in Embankment Dams. Doctoral Thesis, Lund University, Lund, 2006. [23] TELEFORD, W.M., GELDART, L.P. & SHERIFF R.E. Applied Geophysics, 2nd ed. Cambridge University Press, Cambridge, 1990. [24] WYSOWSKA, A. Geoelektryczny model sandrów polodowcowych okolic Bornego Sulinowa, pod redakcją P. Golsztain, In VI Naukowa Konferencja  Doktorantów: Interdyscyplinarne zagadnienia w górnictwie i geologii. Oficyna Wydawnicza Politechniki Wrocławskiej, Wrocław 2006, Str. 303-311.  Oponentní posudek vypracoval: Prof. Ing. Petr Martinec, CSc., Ústav geoniky AVČR, v.v.i., Ostrava 

http://dspace.vsb.cz/bitstream/handle/10084/71228/FAST-2008-8-2-335-wysowska.pdf?sequence=2&isAllowed=y

Electrical resistivity in post-glacial measurements on Western Pomerania, Poland

Abstract

Similar works

Full text

Available Versions

DSpace at VSB Technical University of Ostrava

DSpace at VSB Technical University of Ostrava