PODZIAŁ METOD

GEOELEKTRYCZNYCH

Podział według pochodzenia źródła pola elektrycznego:

Metody naturalnych pól elektrycznych
Metody sztucznych pól elektrycznych

Według charakteru źródła pola elektrycznego wydziela się:

Metody prądu stałego ( f = 0 Hz)
Metody prądów harmonicznie zmiennych:

Niskoczęstotliwościowe, gdy – 0,01 Hz << f << 100 Hz

Średnioczęstotliwościowe, gdy – 100Hz < f < 10

Wysokoczęstotliwościowe – radiofalowe, gdy 10

Hz < f << 10

Metody prądów impulsowych

Według umiejscowienia układu pomiarowego wydziela się :

Metody naziemne
Metody podziemne
Metody lotnicze
Metody morskie

Według związku parametrów fizycznych skał z polem elektrycznym

lub elektromagnetycznym wydziela się:

Metody wykorzystujące zdolność skał do tworzenia własnych źródeł pola
elektrycznego
Metody wykorzystujące zróżnicowanie oporności skał w polu prądu stałego
Metody wykorzystujące zróżnicowanie parametrów elektrycznych skał w
zmiennym polu elektromagnetycznym

FIZYCZNE PODSTAWY ZASTOSOWANIA

METOD GEOELEKTRYCZNYCH

Opór elektryczny danego bloku włączanego do obwodu prądu elektrycznego określa
się zależnością OHMA:

• Postać różniczkowa prawa OHMA

WŁASNOSCI ELEKTRYCZNE SKAŁ



Oporność właściwa



Przenikalność elektryczna



Przenikalność

magnetyczna

OPORNOŚĆ

WŁAŚCIWA

Jeżeli założymy : l =1 a =1 b=1,czyli objętość bloku równą 1,
otrzymamy relację R = 

Oporność właściwa

skały jest to opór , jaki

stawia jednostka objętości skały
przepływającemu przez nią prądowi
elektrycznemu.

W przypadku niejednorodnej budowy ośrodka geologicznego
oporność rejestrowana przez układ pomiarowy jest opornością
uśrednioną ( w sposób trudny albo niemożliwy do opisania )
charakteryzującą cały kompleks skalny. W ośrodku
jednorodnym mierzona oporność pozorna skał jest równa
oporności właściwej ośrodka skalnego.

JEDNOSTKA OPORNOŚCI

• Podstawową jednostką wymiarową

oporności w metodach geoelektrycznych
jest

omometr [Ωm]

• Odwrotna wielkość oporności elektrycznej

nazywa się przewodnością elektryczną.

• Odwrotność jednostki oporności stanowi

jednostkę przewodności elektrycznej
zwanej SIMENS [ S ]; δ [S] = 1/ƍ [Ωm]

-1

PRZENIKALNOŚĆ ELEKTRYCZNA

MAGNETYCZNA

•

Przenikalność elektryczna

skały

charakteryzuje zdolność skały do
elektrycznego polaryzowania się tj. tworzenia
własnego pola elektrycznego pod wpływem
wzbudzającego pola zewnętrznego.

•

Przenikalność magnetyczna

skały

charakteryzuje zdolność skały do
magnetycznego polaryzowania się tj.
tworzenia własnego pola magnetycznego pod
wpływem wzbudzającego pola zewnętrznego.

 WIELKOŚCI BEZWYMIAROWE

Metoda naturalnego pola elektrycznego

• Metoda ta polega na wykorzystaniu

naturalnej zdolności niektórych skał
lub procesów geologicznych do
tworzenia źródeł pola elektrycznego
w środowisku geologicznym

Metoda polaryzacji wzbudzonej

• Metoda polega na wykorzystaniu

zjawiska chwilowej polaryzacji utworów
skalnych, wywołanej przepływem
impulsu prądu elektrycznego

W metodzie polaryzacji wzbudzonej (induced polarization – IP method) do odróżniania i
identyfikacji skał wykorzystywana jest inna własność elektryczna – polaryzowalność
wzbudzona



. Charakteryzuje ona zdolność danego ośrodka skalnego do polaryzowania

się pod wpływem przepływającego przez ten ośrodek prądu elektrycznego stałego lub
zmiennego o małej częstotliwości ( f< 5Hz )..

C z a s [m s ]

V [m V ]



I P



= V

V

gdzie:  – współczynnik polaryzowalności,

[mV / V ] lub [%],

V

– napięcie depolaryzacji na „dipolu” MN

po upływie czasu t

od wyłączenia prądu

polaryzującego, [mV],

V

- napięcie na „dipolu” MN w czasie

płynięcia prądu polaryzującego, [ V] lub [mV]

i³y m io c e ñ s k ie

g lin y

p ia s k i

z w ie r c ia d ³o w o d y

BUDOWA GEOLOGICZNA A PRZESTRZENNY

ROZKŁAD

WŁASNOŚCI ELEKTRYCZNYCH W OŚRODKU

GEOLOGICZNYM

 Budowę geologiczną (BG) można rozważać jak przestrzenny rozkład skał: BG = f ( x,
y, z)

= 8 0 0 o m m



= 1 0 0 o m m

= 1 0 o m m



= 3 0 o m m



BG ( x, y, z )



( x, y, z

)

BG ( x, y, z ) W

fiz.

( x, y,

z )

 Budowa geologiczna narzuca przestrzenny rozkład własności fizycznych W

fiz.

ośrodku:

Jedną z własności fizycznych ośrodka geologicznego jest oporność

elektryczna



i³y m io c e ñ s k ie

g lin y

p ia s k i

z w ie r c ia d ³o w o d y

BUDOWA GEOLOGICZNA A PRZESTRZENNY

ROZKŁAD WŁASNOŚCI ELEKTRYCZNYCH W OŚRODKU

GEOLOGICZNYM c.d.

= 8 0 0 o m m



= 1 0 0 o m m

= 1 0 o m m



= 3 0 o m m



BG ( x, y, z )



( x, y, z

)

 Budowa geologiczna narzuca przestrzenny rozkład własności fizycznych

fiz.

w ośrodku:

 Granice geologiczne mogą być równocześnie (choć nie zawsze) granicami
oddzielającymi skały
o różnych własnościach fizycznych.

 Ustalając w wyniku pomiarów geofizycznych przestrzenny rozkład własności fizycznych w badanym
ośrodku geologicznym pośrednio można określać (interpretować) jego budowę geologiczną:

fiz.

( x, y, z ) BG ( x, y, z )

Zróżnicowanie własności elektrycznych

minerałów

 Własności elektryczne minerałów, szczególnie oporność zmieniają się w szerokich granicach
 Najmniejszymi opornościami charakteryzują się kruszce i rudy, tj. minerały w skład których

wchodzą przewodniki elektronowe, a największe oporności mają minerały, w których brak
jest przewodników jonowych, tj. dielektryki.

 Naturalne minerały muszą mieć różną budowę wewnętrzną oraz różne „ zanieczyszczenia”

cząstkami przewodzącymi prąd, skoro własności elektryczne różnych próbek tych samych
minerałów maja tak różne wartości

 Temperatura jest następnym po budowie wewnętrznej i obecności postronnych

przewodników, czynnikiem wpływającym na wartość oporności minerałów.

Skała jako zespół minerałów o różnych

własnościach elektrycznych

 Własności elektryczne skał zmieniają się w szerokich granicach

 Najmniejszymi opornościami charakteryzują się skały zawierające duże ilości kruszców

( przewodników elektronowych) oraz najwięcej fazy ciekłej tj. zmineralizowanej wody

 Szeroki zakres zmian własności elektrycznych tych samych rodzajów skał wynika ze

zróżnicowania skał pod względem :

składu mineralnego, tekstury, porowatości i nasycenia wodą, fizycznych i innych

warunków kształtujących stan badanej próbki

OPORNOŚCI PODSTAWOWYCH MINERAŁÓW SKAŁOTWÓRCZYCH

MINERAŁ

OPORNOŚĆ [OMM]

Kalcyt

5*10

- 5*10

Kwarc

- 10

Muskowit

- 10

Anhydryt

- 10

Siarka

Halit

NaCl

- 10

Sylwin KCl

- 10

Ropa

naftowa

- 10

Oporności / przewodności iłów:



ił

- od 1 - 2 do 20 – 25 omm



ił

- od 40 – 50 do 500 –1000

mS/m

Iły  morskie:
               od  1 - 2   do   10 - 15 omm
               od  66.6 – 100 do  500 –
1000 mS/m

Iły  lądowe:
                   od   5   do  25 omm
                   od  40  do 200 mS/m

Wody podziemne:
                           od  0.1   do   100
omm
                           od  10  do  10000
mS/m
Rudy:

samorodki - 10

-8

omm

siarczki, tlenki od 10

-1

do 10

-6

omm

Co wpływa na wartość

oporności/przewodności?

• Oporność charakteryzuje zdolność skał do stawiania oporu

przepływającemu prądowi elektrycznemu

 Na oporność właściwą skał wpływają następujące czynniki:

skład mineralny, cechy strukturalno-teksturalne, porowatość, zwięzłość,

nasycenie wodą, zasolenie, skład chemiczny roztworów wodnych, stężenie tych
roztworów i temperatura

 Elektryczny opór właściwy skał – ogólna klasyfikacja:

1. Skały b. wysokooporowe:

gipsy, anhydryty, sole kamienne (10 tys.–1 mln omm)

2. Skały wysokooporowe:

gabra, bazalt, granity (500-10000 omm)

3. Skały średniooporowe:

wapienie, piaski, piaskowce, iły (kilka – kilka tys. omm)

4. Skały niskooporowe:

siarczki, węgle antracytowe, grafit, galenit, magnetyt, piryt,

chalkopiryt, pirotyn (0.1 – 0.00001 omm)

 Dla najczęściej spotykanych skał w Polsce (przykład):

Piaski suche 250 – 10 000 omm
Piaski zawodnione 80 – 350 omm
Mułki, gliny 35 – 80 omm
Iły od kilku do kilkudziesięciu omm
Wapienie, piaskowce (suche) powyżej 300 omm
Wapienie, piaskowce (zawodnione) poniżej 300 omm

U ło ż e n ie " s z e ś c ie n n e "

9 0

U ło ż e n ie " r o m b o e d r y c z n e "

1 2 0

6 0



s z k .



w o d y

n = 0 . 2 6

n = 0 . 4 7

dla „mieszanej struktury”

nieuporządkowanego rozmieszczenia
ziarn:

0.26 ≤ n ≤ 0.47

Zależność oporności / przewodności elektrycznej zawodnionych, równoziarnistych, czystych

piasków kwarcowych od ich porowatości i oporności / przewodności wypełniającej pory wody

przy założeniu, że



szkieletu



wody

(np. piasek kwarcowy – szkielet tworzą

ziarna kwarcu)



= 

(3-n) / 2n ; 

= 

2n /(3-n)




= 0.119 M * [1 + 

( t – 10 )] * 2n / (3-n) = W

* W



 gdzie: n – współczynk porowatości

M – mineralizacja ogólna



- współczynnik temperaturowy przewodności elektrycznej

roztworów

6 8

0 . 0

0 . 1

1 . 0

1 0 . 0

1 0 0 . 0

M in e r a liz a c ja o g ó ln a w o d y [g / l]

0 . 1

1 . 0

1 0 . 0

1 0 0 . 0

1 0 0 0 . 0

oś

]

u l tr a s ło d k ie

s ło d k i e

s ło n a w e

s ło n e

s o l a n k i

t = 1 0 C

1 4

R y s . 1



= 8.4 / M [ 1+ 

(t -

10)]

gdzie:



(omm) - oporność wody

M (g/dm

)

– mineralizacja

ogólna wody

 

współczynnik

temperaturowy
               przewodności elektrycznej
roztworów
               

= od 0.025 do 0.026 [1/

Oporności wód podziemnych – zależność oporności od mineralizacji i temperatury wody

Rozkład pola elektrycznego źródeł

rozmieszczonych na powierzchni

jednorodnego środowiska geologicznego

POLE NORMALNE

– pole elektryczne

źródeł punktowych, jednorodnej i
izotropowej półprzestrzeni.

POLE ANOMALNE

–

wywołane przez ciało zaburzające, oporność

różna

od oporności tła

PODSTAWY FIZYCZNE METODY ELEKTROOPOROWEJ

Metoda elektrooporowa bada właściwości pola elektrycznego
wzbudzonego sztucznie w ośrodku skalnym.

Głębokość penetracji jest funkcją rozstawu, im większy rozstaw tym większa
głębokość.Głębokość penetracji wynosi od ok. 20 % do 40 % rozstawu – to zależy od rozkładu
oporności.

Współczynnik geometryczny układu jest współczynnikiem

proporcjonalności miedzy opornością właściwą skały a oporem obwodu

elektrycznego, do którego włączona jest skała.

UKŁADY POMIAROWE POLA

ELEKTRYCZNEGO

Układy pomiarowe - charakterystyka

Układ Wennera ma równe odległości miedzy elektrodami. W pomiarach metodą

tomografii elektrooporowej wykorzystuje się go najczęściej. Układ ten wykazuje większą
czułość na zmiany oporności elektrycznej zachodzącej w ośrodku z głębokością, niż w
kierunkach horyzontalnych. Średnia głębokość penetracji wynosi około połowy
odległości pomiędzy kolejnymi elektrodami („a” Wennera). Cechuje się on najlepszym
poziomem mierzonego sygnału, natomiast poziome pokrycie terenu jest słabe.

W przypadku tego samego rozstawu elektrod AB, większym zasięgiem głębokościowym

( o około 10 % ) od układu Wennera, cechuje się układ Schlumbergera. Poziom mierzonego
sygnału jest mniejszy, niż w przypadku układu Wennera, ale większy niż układu dipolowego
osiowego. Pokrycie terenu jest lepsze dla układu Schlumbergera niż dla Wennera.

Układ dipole – dipole ( dipolowy osiowy ) nadaje się do badania struktur o charakterze

pionowym, ze względu na dość dużą czułość układu w kierunku poziomym. Gęstość
pokrycia poziomego terenu jest większa niż dla układu Wennera, ale wielkość
mierzonego sygnału niska ( w szczególności dla dużych odległości pomiędzy dipolami ),
podobnie jak i głębokość śledzenia.

Rozdzielczość pionowa i pozioma układu jest podobna, jak w przypadku układu

Schlumbergera. Podobnie zasięg głębokościowy i gęstość pionowego pokrycia. W
porównaniu z układem dwuelektrodowym układ trójelektrodowy jest mniej wrażliwy na
zakłócenia zewnętrzne. Dla układu pole – dipole ( układ trójelektrodowy ) otrzymuje się
niesymetryczne anomalie dla symetrycznych struktur, z powodu niesymetryczności układu.

Układ pole – pole ( układ dwuelektrodowy ) cechuje się najgorsza rozdzielczością

pionowa i pozioma oraz jest najbardziej wrażliwy na zakłócenia zewnętrzne. Posiada
natomiast najlepsze pokrycie poziome terenu i najlepszy średni zasięg śledzenia. Wadą
tego układu jest trudność realizacji w terenie, gdyż wymaga dwóch „nieskończoności”.

MODELE GEOELEKTRYCZNE

•

Model 1D

Oporność/przewodność zmienia się tylko w jednym kierunku,
najczęściej przyjmuje się zmianę z głębokością Z

•

Model 2D

Zmiany oporności w ośrodku geologicznym zachodzą w dwóch
prostopadłych do siebie kierunkach np. X i Z, os Y pokrywa się z
rozciągłością struktury geologicznej

•

Model 3D

Model budowy geologicznej i narzuconego przez nią rozkładu
oporności ( przewodności) we wszystkich trzech kierunkach X,Y, Z

METODA SONDOWAŃ

ELEKTROOPOROWYCH

W metodzie tej punkt zapisu O pozostaje
stały, zmienia się natomiast odległość
miedzy elektrodami prądowymi AB (tzw.
rozstaw). Zwiększając rozstaw zwiększamy
równocześnie zasięg penetracji

Krzywe

sondowań

elektrooporowyc

Typy teoretycznych kr zywych sondowań

elektrooporowych dla modelu

trójwarstwowego

• H

• K

• A

• Q

> ρ

Błędy (zjawiska) wpływające na

końcowe wyniki sondowań

geoelektrycznych (SGE):

 Zjawisko równoważności

(ekwiwalentności)

przekrojów geoelektrycznych

(

zjawisko

ekwiwalencji polega na tym że jednej krzywej
sondowania można dopasować wiele modeli
geoelektrycznych)

 Zjawisko utajenia warstw

 Zjawisko anizotropii

Interpretacja krzywych SGE

• Zwykle bezpośrednia, ale polegająca na

wielokrotnym wyznaczaniu zagadnienia prostego
(interpretacja pośrednia). Najpierw jest tworzony
hipotetyczny model ośrodka i liczona krzywa
syntetyczna. Krzywa teoretyczna jest
porównywana do krzywej polowej (obserwowanej)
i liczona jest różnica między nimi (funkcja błędu).
W procesie iteracyjnym obie krzywe są
„uzgadniane” poprzez minimalizację funkcji błędu
i modyfikowane są parametry ośrodka (miąższość
i oporność warstw).

PROGRAMY DO TWORZENIA KRZYWYCH

SONDOWAN ELEKTROOPOROWYCH

• Monitor5.exe
• SE.exe

1 0

1 0 0

A B / 2 [ m ]

1 0

1 0 0

1 0 0 0

oœ

]

1 0



= 0 ( h = 0 )

= 0 . 3



2 5

= ( h = 0 )



1 0

1 5

]



= 2 0 0 o m m

= 6 0 o m m



= 1 0 o m m

h + h = 1 0 m

 

h / h

h =

1 0

1 +



p ia s k i

i³y

K r z y w e i p r z e k r ó j t y p u Q

Przykład modelowań matematycznych przeprowadzonych w aspekcie oceny możliwości wykrywania
warstwy wodonośnej w założonych warunkach geologiczno – geoelektrycznych przy pomocy
sondowań elektrooporowych

1 0

1 0 0

1 0 0 0

A B / 2 [m ]

1 0

1 0 0

1 0 0 0



[o m m ]

5 0 0

2 0 0

1 0 0

5 0

[o m m ]

S = 0 . 8 2 o m

- 1

1 ,2



2 0 0

o m m

1 0

o m m

v a r ia n s



4 m

8 m

5 0 0 0

P r z e k r ó j i k r z y w a ty p u H

1 0

1 0 0

G = A B / 2 [m ]

1 0

1 0 0

1 0 0 0



[o m m ]

Interpretacja ilościowa sondowań geoelektrycznych w oparciu o model 1D.

( model 1D - horyzontalnie warstwowana półprzestrzeń)

W programach komputerowych na interpretację sondowań w oparciu o model 1D najczęściej
wykorzystywana jest
metoda doboru. Istotą tej metody jest porównywanie teoretycznej krzywej sondowania, obliczanej dla
zadawanego modelu,
z pomierzoną krzywą polową. Do pierwszego porównywania brana jest krzywa teoretyczna obliczona dla tzw.
modelu
startowego. Model ten zadaje interpretator lub jest dobierany automatycznie przez odpowiednią procedurę
zawartą w niektórych
programach. Parametry modelu są „poprawiane” w kolejnych krokach iteracyjnej procedury – przy założonej
ilości warstw N
zmieniane są ich oporności i miąższości (



,...,



N-1



), aż do momentu uzyskania „identyczności”

funkcji:



) ≡



(



, h



, h

, …,



N-1

, h

N-1



, G

)

krzywa polowa –



)

krzywa teoretyczna –



)



(

i=3

= 2.15 m

)



(

i=3

= 2.15

)

(

)

....,

(

)

(

























Wskaźnikiem dopasowania krzywej teoretycznej do krzywej polowej,
jest średnia kwadratowa różnica względna E między tymi krzywymi:

gdzie: k - ilość punktów na krzywej sondowania
E - wskaźnik dopasowania podawany jest w
formie
ułamka lub w procentach (np. E = 0.56 lub
5.6%)

Interpretacja 1D slajd 1/4

1 0

]

1 0

1 0 0

G = A B / 2 [m ]

1 0

1 0 0



[o m m ]

„Poprawianie” modelu można sprowadzić do problemu szukania minimum funkcji
wielu zmiennych:

E = f (



, h



, h

, …,



N-1

, h

N-1



) ≈

minimum

W programach komputerowych

„zautomatyzowany” proces dopasowywania krzywej teoretycznej do krzywej polowej

jest przerywany, gdy:

 wskaźnik dopasowania E spadnie poniżej wartości zakładanej przez interpretatora E ≤ Err ;

 osiągnięte już dopasowanie nie polepsza się przez kolejne n iteracji (procedura zatrzymywana pomimo E > Err ).

Przyjmuje się, że ostatni z użytych modeli odpowiada profilowi geoelektrycznemu w miejscu, gdzie pomierzono
interpretowaną krzywą sondowania. Kolejny etap interpretacji – interpretacja geologiczna, polega na przypisaniu
wyodrębnionym w profilu warstwom geoelektrycznym charakteru litologicznego na podstawie wyinterpretowanych
oporności ( lub przewodności). Efektem końcowym interpretacji pojedynczego sondowania jest zgeneralizowany
profil geologiczny.

krzywa polowa

dopasowana krzywa teoretyczna

100 m

10 m

150 m

1 m

6 m

Wyinterpretowany

profil geoelektryczny

1 0

]

piaski

Iły

wapienie

Interpretacja 1D slajd 2/4

Wyinterpretowany
profil geologiczny

1 0

1 0 0

1 0 0 0

A B / 2 [ m ]

1 0

1 0 0

1 0

1 0 0

1 0 0 0

A B / 2 [m ]

1 0

1 0 0

oœ

[

]

1 0

1 0 0

1 0 0 0

A B / 2 [m ]

1 0

1 0 0

1 0

1 0 0

1 0 0 0

A B / 2 [m ]

1 0

1 0 0

k r z y w a te o r e ty c z n a p o 1 1 ite r a c ja c h

k r z y w a te o r e ty c z n a d la m o d e lu " s ta r to w e g o "

k r z y w a te o r e ty c z n a p o 5 ite r a c ja c h

k r z y w a te o r e ty c z n a p o 5 0 0 ite r a c ja c h

E = 1 2 1 , 2 %

E = 2 4 , 1 7 %

E = 6 , 2 3 %

E = 1 , 2 4 %

86.6
omm

1 0

1 5

2 0

2 5

3 0

3 5

4 0

]

9.9 omm

23.6 omm

48.7
omm

0.6 m
1.9 m

35.9 m

Etap 1 – interpretacja geofizyczna

Wyinterpretowany, głębokościowy

profil geoelektryczny

Wyinterpretowany, zgeneralizowany

profil geologiczny

Dopasowywanie krzywej teoretycznej

do krzywej polowej S–6.

1 0

1 5

2 0

2 5

3 0

3 5

4 0

]

z ³o ¿ e

Etap 2 – interpretacja geologiczna

piaski
zaglinione

ił
y

iły zapiaszczone

piaski zailone
// piaski pylaste

Interpretacja 1D slajd 4/4

złoże

METODA PROFILOWAŃ

ELEKTROOPOROWYCH

Metoda profilowania elektrooporowego polega na pomiarze
oporności ośrodka przy przesuwaniu konkretnego (o ustalonym,
niezmiennym rozstawie) układu pomiarowego wzdłuż
wytyczonego profilu. Punkt pomiarowy przemieszcza się, dzięki
czemu otrzymujemy obraz zmiany oporności w kierunku
horyzontalnym, przy zachowaniu mniej więcej stałego zasięgu

penetracji

KRZYWE PROFILOWAŃ

ELEKTROOPOROWYCH

5 0

1 0 0

1 5 0

2 0 0

oœ

]

Z £ O ¯ E G I P S Ó W G A C K I - L E S Z C Z E P r o f il n r 2

N E

S W

N 2 0 M 6 0 A '

5 0

1 0 0

1 5 0

2 0 0

2 5 0

3 0 0

3 5 0

4 0 0

4 5 0

A 6 0 M 2 0 N 6 0 B

A 6 0 M 2 0 M

G ip s y

w y c h o d n ia

N E - g r a n ic a z ³o ¿ a

P M X

P S R

P M I

2 0 0

3 0 0

4 0 0

5 0 0

6 0 0

7 0 0

8 0 0

9 0 0

1 0 0 0

1 1 0 0

1 2 0 0

2 0

4 0

6 0

8 0

1 0 0

1 2 0

1 4 0

1 6 0

1 8 0

2 0 0

2 2 0

oœ

]

5 0

1 0 0

N 1 5 M 9 0 A '

A 9 0 M 1 5 N

A 9 0 M 1 5 M 9 0 B

m i ¹ ¿ s z o œæ n a d k ³a d u H = 1 5

n a d w y c h o d n i¹

G i p s y

I³y

w y c h o d n ia

k r a w ê d Ÿ z ³o ¿ a

A '

M N

U K £ A D Y P O M I A R O W E

k ¹ t u p a d u 7

M N

METODA ODBIĆ ZWIERCIADLANYCH

TOMOGRAFIA ELEKTROOPOROWA

Metoda ładunku elektrycznego

• Metoda polega na wykorzystaniu

zależności rozkładu potencjału
elektrycznego od rozmiarów
położenia i kształtu
naelektryzowanego przewodnika
skalnego ( złoża) występującego w
środowisku geologicznym.

Document Outline

Slide 1
Slide 2
Slide 3
Slide 4
Slide 5
Slide 6
Slide 7
Slide 8
Slide 9
Slide 10
Slide 11
Slide 12
Slide 13
Slide 14
Slide 15
Slide 16
Slide 17
Slide 18
Slide 19
Slide 20
Slide 21
Slide 22
Slide 23
Slide 24
Slide 25
Slide 26
Slide 27
Slide 28
Slide 29
Slide 30
Slide 31
Slide 32
Slide 33
Slide 34
Slide 35
Slide 36
Slide 37
Slide 38
Slide 39