PROSPEZIONE MINERARIA

PROSPEZIONE MINERARIA (XXVIII, p. 360)

MINERARIA Metodi geofisici. - Si rammenta che compito della prospezione è la ricerca non solo di un bene minerario, ma di tutto ciò che, indicandoci le condizioni geologiche del sottosuolo, possa poi essere utilizzato dal tecnico: si allude qui ai molteplici problemi di geotecnica risolvibili con il sussidio dei metodi della geofisica applicata. Osserviamo che ostacolo tra i più importanti da sormontare è quello di avere a che fare con grandezze assai piccole, da misurare quindi con attrezzature da laboratorio, ma che vanno ridotte a strumenti facilmente e, per quanto possibile, rapidamente trasportabili in campagna. Tali difficoltà si presentano naturalmente in maniera più o meno accentuata nei diversi metodi, nelle varie attrezzature e disposizioni.

Metodi gravimetrici - Questi metodi si basano sulla distribuzione della densità delle diverse rocce nel sottosuolo. Le grandezze misurate sono l'accelerazione di gravità, la componente orizzontale del gradiente di gravità, e la curvatura differenziale o più brevemente curvatura. Quest'ultima data dalla espressione:

dove R_min ed R_max sono rispettivamente i raggi minimo e massimo di curvatura, in un punto di una superficie equipotenziale di gravità, e g è il valore dell'accelerazione di gravità nel punto medesimo. Detta grandezza &out;r, come si vede, risulta nulla nel punto in esame della superficie considerata per quelle sferiche tangenti (di raggi R_min oppure R_max) e quindi è indice di un certo scostamento da queste. Il gradiente orizzontale di gravità, indicato generalmente con grad. g, dal punto di vista fisico, rappresenta il valore assunto dalla componente orizzontale di gravità per uno spostamento unitario del punto in esame lungo la verticale (detto valore passa, nello spostamento, da zero ad una quantità finita). L'accelerazione g (v. gravimetria, XVII, p. 761) si determina generalmente facendo le misure relative o con gli apparecchi pendolari o con i gravimetri.

I primi, che man mano sono caduti in disuso nelle applicazioni geofisiche, sono impiegati tuttora, data la sicurezza del loro funzionamento, per fissare punti fondamentali, quali vertici trigonometrici della geodesia, per le poligonazioni che su questi poggiano.

I secondi, che consentono generalmente di effettuare le misure in pochi minuti, sono oggi gli apparecchi della gravimetria più diffusi. La bilancia di torsione (atta alla misura del grad. g e della curvatura differenziale) ed i gradiometri (utilizzati per la determinazione del solo grad. g) sono messi in disparte forse non del tutto a ragione.

Gravimetri - Gravimetro di Graf (costruito dalla Askania-Werke di Berlino). - Esso consta essenzialmente di una massa pesante M sospesa ad una molla a spirale la quale, per differenti valori della gravità, subisce allungamenti differenti. Detti allungamenti segnalati opportunamente da un galvanometro sono ingranditi 4.10⁴ volte e ciò suggerisce la necessità assoluta di assicurare una perfetta costanza di comportamento della molla e quindi delle sue caratteristiche, dipendenti, fra l'altro, dalle variazioni di temperatura. Tutta l'apparecchiatura è chiusa in un termostato che mantiene la costanza di temperatura, superiore a quella ambiente, entro un centesimo di °C. La precisione raggiungibile nelle osservazioni è, secondo il costruttore, di 0,1 mgal (v. gravimetria, XVII, p. 761). Accorgimenti costruttivi ed attrezzature opportune consentono di eseguire le osservazioni con notevole rapidità, in pochi minuti. L'apparecchio può essere con sospensioni adatte, trasportato a braccia o su automezzi.

Gravimetro Lindblad e Malmquist (costruito da Boliden). - Anche questo gravimetro consta di una massa sagomata ad espansione cilindrica (fig. 1), portata da due molle m. Le espansioni estreme sono affacciate a dischi metallici, ed opportuni circuiti consentono una attrazione elettrostatica di detta massa che è aggiunta all'effetto della deformazione delle molle e consentono ancora osservazioni di notevole precisione (0,01 mgal che per varie ragioni scende a 0,1÷0,2 mgal) tramite un ultramicroscopio atto a controllare il ripristino, elettrostaticamente ottenuto, della posizione della massa spostatasi per la variazione della gravità.

Tra i diversi strumenti, si ricordano quelli, basati sul principio dei sismografi, di Hartley, di Trumann, di Mott-Smith, di Thyssen, di La Costa.

Un gruppo di gravimetri poggianti sul principio del pendolo elastico rovescio è quello che prende le mosse dall'apparecchio di Threllfall e Pollock. Il Lejay-Holweck contrasta l'attrazione della gravità su di una massa con la flessione di una laminetta di elinvar (lega di 31-33% di Ni, 4-5% di Cr; 1-3%, di Wo; 0,5-2% di Mn; Si; C). Il gravimetro Ising e Urelius contrasta l'effetto della gravità con la torsione di un filo orizzontale che porta un'asticina (il pendolo elastico rovescio), che funge da massa. Esiste anche uno strumento Ising bifilare. Sullo stesso schema è costruito il gravimetro di Wright, che al posto del filo di torsione porta due spiraline coniche le quali trattengono l'asticina in posizione orizzontale: Il gravimentro di Haalck (fig. 2) consta essenzialmente di due canne, riempite di mercurio, della lunghezza di 76 cm. circa, terminanti in vaschette. Nella vaschetta in corrispondenza della superficie terminale di Hg indicata con A₁ si ha il vuoto, in quella corrispondente ad A₂ la pressione ordinaria, e così in B₁; in B₂, comunicante con la vaschetta V vi è un'atmosfera relativa. Opportune comunicazioni ottenute con rubinetti L₁, L₂, L₃ consentono di potare V₂ e V₃ in comunicazione con l'aria atmosferica (se è aperto L₁ e sono chiusi L₂ ed L₃), e di renderli comunicanti tra di loro (se è chiuso L₁ e sono aperti L₂ ed L₃) attraverso il capillare in cui trovasi una gocciolina colorata M di toluolo. Le variazioni di g sono risentite dalle due colonne di mercurio contrastate una dalla pressione atmosferica, l'altra (messa a contatto con la stessa pressione da una parte) dalla tensione di un gas ad un'atmosfera relativa. Tali variazioni sono quindi messe in evidenza dagli spostamenti della gocciolina M e si possono apprezzare, secondo H. Haalck, con l'approssimazione di un mgal. Poiché è dimostrato che una leggera inclinazione, di ε, dell'apparato non porta conseguenze apprezzabili, questo può anche essere impiegato su una nave di superficie. Perché la tensione del gas in V₄ non subisca variazioni nel tempo, l'apparecchio, opportunamente isolato, è circondato di ghiaccio che assicura una costanza di temperatura entro 1/4000 di °C.

Riduzioni. - I valori ottenuti dalle misure eseguite con i gravimetri vanno ridotti, come quelli ottenuti con gli apparati pendolari, ma se il terreno nel quale si opera è pianeggiante può darsi che i valori differenziali delle riduzioni (data la vicinanza dei punti di stazione, atteso lo scopo delle misure stesse) siano inferiori ai limiti di approssimazione raggiungibili dal metodo ed allora si possano trascurare. In ogni caso i geofisici applicano, con vantaggio, la riduzione totale di Bouguer (v. gravimetria, XVII, p. 765) che è la più adatta a questa ricerca. Con i gravimetri è conveniente collegarsi sempre a punti fondamentali od impiegare altri metodi che consentano il controllo del comportamento dell'apparecchio.

Bilancia di torsione. - Un modello recente è la bilancia tipo S. 20, ad ago inclinato (che porta cioè i due pesi all'estremo di un'asta inclinata come in fig. 3) che rappresenta un miglioramento delle precedente quanto il tempo di osservazione è ridotto a meno della metà di quello occorrente con il tipo grande (ad L) ed a due terzi di quello del tipo piccolo (a Z): un'ora è sufficiente per la registrazione completa degli elementi necessarî al calcolo, sia di grad. g, sia di &out;r. A questo metodo di misura è indispensabile apportare le correzioni dovute alle ondulazioni del terreno.

Gradiometri. - Sono apparecchi atti alla misura del solo grad. g, così come la bilancia di prima specie dà soltanto la curvatura differenziale. Tra i varî tipi si descrive quello di Shaw e Lancaster Jones (fig. 4). Consta di 3 masse uguali disposte angolarmente a 120° l'una dall'altra con raggio ρ dal comune centro e sospese ad un filo di torsione. La particolare disposizione rende l'equilibrio dell'apparato esente dagli effetti dovuti alla curvatura differenziale &out;r e consente di ricavare quindi, dallo strumento, il solo grad. g.

Le grandezze misurate, almeno per la maggior parte dei casi, vanno confrontate con quelle che si ottengono nel caso di una distribuzione teorica di densità (che dà luogo ad una superficie equipotenziale ellissoidica di rotazione). Le differenze, o anomalie, sono quelle che permettono, opportunamente interpretate, di risalire alle cause: forme, dimensioni, posizione di eventuali masse sepolte, strati, ecc.

Metodi magnetometrici (v. magnetometro, XXI, p. 934). Le grandezze misurate sono: la declinazione e le componenti verticale e orizzontale dell'intensità del campo magnetico terrestre. La inclinazione, ove servisse conoscerla, si può ricavare dal rapporto delle due grandezze precedenti. Le misure, per il tipo di osservazione che interessa, sono relative. La precisione raggiungibile è di 10⁵ gauss. Gli strumenti (variometri) poggiano su principî diversi: due di essi, atti alla misura relativa dell'intensità, sono la bilancia magnetica di Schmidt ed il magnetometro a saturazione.

Bilancia magnetica di schmidt. - Misura della componente verticale. - Consta di un ago magnetizzato, costituito da due losanghe collegate da un cubo, che sulla faccia superiore (fig. 6) porta uno specchietto S. L'ago è orientato secondo la direzione magnetica est-ovest ed essendo così sollecitato dalla sola componente verticale (che indicheremo con Z), perché il suo asse non assuma la direzione della verticale, è costretto a ruotare fino a porsi orizzontalmente (in un punto dato di componente Z₀) per mezzo di tre masse W₁, W₂, W₃. Queste masse, avvitate su cilindretti di metalli opportunamente scelti, consentono anche la compensazione per le variazioni di temperatura e, in particolare la W₃, la variazione della precisione nella misura (sensibilità per parte di scala). La lettura, che si fa per proiezione, di un'indice fisso sulla immagine di una graduazione riflessa dallo specchietto, mette in relazione le diverse inclinazioni, rispetto all'orizzontale, con i valori di Z rispetto a Z₀. L'aggiunta di magnetini ausiliarî, permette, applicando campi addittivi o sottrattivi, di aumentare l'intervallo utile di variazione del campo terrestre nel quale si possono eseguire le misure.

Misura della componente orizzontale. - Anche per questa determinazione, come per la precedente, si utilizza un ago magnetizzato della stessa forma di quello descritto. Le differenze stanno soltanto nella posizione dello specchietto ed in quella dei tre pesetti W₁, W₂, W₃ che, per evidenti ragioni di equilibrio e di lettura, sono spostati come si vede in fig. 9. L'ago viene fatto oscillare nel piano magnetico nord-sud e, per un certo valore H₀ della componente orizzontale del campo terrestre, per mezzo dei menzionati pesetti assume la posizione verticale. Per un valore generico H si inclina, rispetto a questa, di un angolo θ, come nel precedente caso, ed allora subentra l'effetto anche della Z; ma sono termini correttivi, in genere di esigua entità. Anche a questo strumento sono applicabili campi addittivi e sottrattivi ottenuti con magnetini ausiliarî.

Magnetometro a saturazione. - Questo strumento è fondato sul principio seguente: una sbarra di sostanza ferromagnetica a permeabilità magnetica assai elevata, costituisce un nucleo sul quale sono disposti un avvolgimento primario ed uno secondario, il primo percorso da corrente alternata, il secondo sede di forza elettromotrice dipendente dalle variazioni di flusso originate da tale corrente. Poiché queste dipendono oltre che dalla corrente primaria anche dallo stato di premagnetizzazione prodotto dal campo magnetico terrestre, è evidente che per questa via si potrà risalire alla misura della componente del campo stesso nella direzione della sbarra ferromagnetica menzionata.

In effetti l'apparecchio è notevolmente complesso essendo, generalmente, trasportato su di un aeroplano che porta attrezzature per una registrazione continua delle variazioni del campo e deve garantire, durante il volo, una stabilità direzionale al magnetometro che consenta di raggiungere la precisione voluta nelle osservazioni.

Un controllo delle caratteristiche fisiche dei due metodi è interessante, in quanto mette in evidenza le possibilità e le difficoltà di entrambi. Le variazioni misurate nei metodi gravimetrici sono dell'ordine massimo del decimillesimo del valore di g usando i gravimetri, di meno di due decimiliardesimi (per centimetro) con la bilancia di torsione ed i gradiometri. Ciò dà l'idea netta della delicatezza delle misure, che debbono essere fatte da specializzati e con la stessa cura che si usa in laboratorio. Nella determinazione degli elementi del campo magnetico terrestre, invece, le grandezze variazionali misurate possono essere dell'ordine di qualche γ (10^-5 gauss) ma superano, alle volte, i valori del campo stesso, che d'altra parte varia da −67400 γ a + 63400 γ passando per lo zero, all'equatore, per la Z, e da zero a + 39000 γ, sempre all'equatore, per la H. Si vede come, nel caso della magnetometria, si osservino numeri meno piccoli che in quello della gravimetria. D'altra parte, in sede d'interpretazione dei risultati, il problema magnetometrico risulta più complesso di quello gravimetrico, perché, se quest'ultimo risente della distribuzione della densità, il primo, oltre che della distribuzione delle suscettività magnetiche, risente anche dell'orientamento del campo: orientamento che può variare da punto a punto, più sensibilmente che nella direzione della verticale.

Si è tentato di mettere in relazione i fenomeni gravimetrico e magnetico e Poisson, supponendo la magnetizzazione omogenea in un corpo, enunciò la seguente ipotesi: la forza magnetica, in una direzione, è proporzionale alle componenti del gradiente di gravità in questa direzione. Questa ipotesi può essere accettata ma non dà alcuna spiegazione della rispondenza intima fra i due fenomeni.

H. Haalck, partendo dai criterî su esposti, ha tradotto in forma analitica una legge che tien conto delle componenti della forza magnetica, di quelle di grad. g, della densità del corpo e della sua suscettività, nonché dell'orientamento del campo magnetico terrestre, ma che, in campo pratico, non ha ancora dato utili risultati.

Metodi elettrici. - Possono essere classificati come appresso: a) metodi basati sulla polarizzazione spontanea (o metodi dei potenziali naturali); b) misure di resistività, sia a corrente continua sia a corrente alternata, e metodi delle linee equipotenziali; c) metodi elettromagnetici galvanici, e metodi elettromagnetici ad induzione (a quadro orizzontale; a quadro verticale); d) metodi basati sull'impiego delle onde hertziane.

a) I metodi che tendono a rilevare la presenza di correnti naturalmente stabilitesi nel sottosuolo risentono, sotto un certo aspetto, delle stesse premesse del metodo gravimetrico e di quello magnetometrico. A differenza dei metodi seguenti gli effetti misurabili, sono dovuti a cause non prodotte e tanto meno regolate dall'uomo. Sulla polarizzazione spontanea si può rilevare che in base alle conoscenze sulle conducibilità delle due specie (I e II), sarebbe da attendere che il fenomeno delle correnti naturali si riscontrasse assai più di frequente di quanto in effetti non si riesca ad osservare utilmente in pratica. Dipenderà dall'entità del fenomeno e dalle possibilità strumentali il riuscire a metterlo in evidenza con eventuale vantaggio della ricerca. Se è vero quindi che un'elevata attività chimica, come nel caso di depositi di solfuri metallici (ad esempio la pirite, la pirrotina), ha permesso un impiego pratico del metodo, è pur vero che attualmente nel campo della ricerca cominciano a dare risultati utili le misure degli effetti dovuti a correnti telluriche. La elettrofiltrazione e la elettro-osmosi sono fenomeni utilizzati nel carotaggio elettrico, e dovuti alla migrazione, attraverso i pori di un materiale più o meno isolante, di un elettrolito. Non è improbabile che i fenomeni di elettricità atmosferica diano, in un prossimo domani, possibilità ad altre misure vantaggiose allo scopo. Gli strumenti devono avere una sensibilità notevole ed il loro funzionamento non deve mascherare i valori delle grandezze misurate: ecco perché i contatti del circuito di misura col terreno devono essere fatti con elettrodi non polarizzabili.

b) Con questi metodi si misura la resistività, con i valori della quale si possono, in condizioni favorevoli, trovare sufficienti elementi per il tracciamento di superfici dividenti strati di caratteristiche elettriche differenti. Col cosiddetto sondaggio elettrico si può fare, con opportuni accorgimenti, l'esplorazione di profondità differenti lungo una stessa verticale; i risultati sono però disturbati dagli effetti laterali (roccie circostanti a diversa resistività, topografia del terreno). Ciò accade per qualunque disposizione adottata tra le varie proposte, ed anche nell'eventualità di adozione di uno schema che poggia sul principio dell'induzione elettromagnetica di cui si dirà appresso. I varî metodi hanno in comune l'immissione di corrente nel terreno per mezzo di elettrodi energizzanti (picchetti metallici da conficcare per alcuni centimetri o cavi estesi il cui contatto deve essere assicurato in ogni punto) ed il prelievo della medesima per mezzo di elettrodi di misura (dello stesso tipo dei precedenti, più gli elettrodi impolarizzabili nel caso di corrente continna salvo i cavi estesi che non sono in questo caso impiegati).

c) Questi metodi si possono ripartire in due gruppi: il primo, detto dei metodi galvanici, con immissione di corrente nel suolo come per i precedenti schemi; il secondo, con quadro energizzante isolato, percorso da corrente alternata, di opportuna frequenza, che dà luogo ai metodi induttivi. Fra gli schemi del primo gruppo si nota quello dei rapporti di potenziale, di A. Broughton Edge, che rappresenta il tipo di passaggio con i metodi del gruppo b). La corrente alternata è immessa a mezzo di elettrodi nei suolo e il prelievo è fatto con tre picchetti di misura tra i quali, due a due, si determina la differenza di potenziale con opportune misure di resistenza ohmica e di reattanza. Si finisce con l'istituire un metodo di confronto tra le differenze di potenziale dei due tratti A₁ A₂, distanza tra i due primi elettrodi, e quella tra i due successivi A₂ A₃. Sullo stesso criterio, ma con l'impiego di bobine negli apparecchi di misura, sono basati gli schemi di Lundberg e Sundberg e quello cosiddetto Turam, dovuto a Helmer Hedstrom ed impiegato anche in Italia.

I metodi appartenenti al secondo gruppo vanno suddivisi in metodi a quadro orizzontale e metodi a quadro verticale, e questi ultimi possono utilizzare basse ed alte frequenze.

Quelli a quadro orizzontale, con l'impiego di una frequenza sui 500 Hz, dànno luogo ad un campo polarizzato ellitticamente risultante dal primario e da quello secondario dovuto alla presenza di corpi geologici conduttori. Le misure che si potranno fare, e dalle quali si ricaveranno elementi atti all'interpretazione e al rilevamento eventuale dei giacimenti, tendono tutte al riconoscimento delle caratteristiche dell'ellisse di polarizzazione nei varî punti di osservazione. L'impiego del quadro energizzante orizzontale è efficace in presenza di corpi conduttori con estensione in dimensione planimetrica e nel caso di terreni in superficie poco conduttori; altrimenti gli effetti di questi disturberebbero notevolmente, o addirittura maschererebbero, i campi secondarî dovuti ai corpi cercati. In questi casi è più conveniente ricorrere ai metodi del gruppo b).

I metodi a telaio verticale adottati con l'impiego della bassa frequenza, non differiscono, per il principio, da quelli a quadro orizzontale se non per il diverso orientamento del campo primario; la disposizione è più complicata, e l'efficacia è maggiore nel rivelare la presenza di corpi conduttori nel sottosuolo a sviluppo prevalentemente verticale. I procedimenti utilizzanti l'alta frequenza (60.000 e più Hz) dànno invece la possibilità, almeno entro un'approssimazione sufficiente agli scopi, di eliminare la polarizzazione ellittica: la differenza di fase tra il campo secondario, dovuto alla presenza di rocce conduttrici, ed il primario tende infatti a 180°.

Ove si presuppongano note in ogni punto la direzione e l'intensità del campo primario, questa semplificazione dà luogo ad una determinazione facile e di suggestiva interpretazione.

Le misure consistono nell'orientare una bobina, nei punti P di osservazione, in modo da avere flusso nullo risultante dai campi primario e secondario. La direzione generica PV è normale al piano di flusso nullo. È facile costruire per punti la curva luogo dei punti c, se si misurano (fig. 8) gli angoli θ e si suppone nota la posizione dell'asse z passante per il corpo conduttore M. Ora, in pratica, la posizione dell'asse z è, nei casi semplici, individuabile con una certa facilità e la curva, che prende il nome di curva indicatrice, si presta ad agevoli interpretazioni.

d) Questo gruppo comprende metodi attualmente ancora poco usati, poiché la topografia del terreno, le variazioni dell'umidità e la stessa costituzione dello strato superficiale del suolo dànno luogo ad interferenze che mascherano i risultati. La profondità di penetrazione delle onde hertziane è inoltre piuttosto esigua nel terreno. L'applicazione è quindi consigliabile in regioni a clima secco, e per particolari problemi geologici nei quali le strutture cercate siano poco profonde ed a conducibilità differente dalle vicine roccie. Questi metodi possono essere così classificati:

1) quelli nei quali le grandezze naturali sono ricavate dalla reazione che gli effetti delle onde sui corpi producono sulla emittente stessa;

2) quelli che richiedono una determinazione dell'intensità del segnale in un altro punto di ricezione più vicino al corpo cercato o in direzione opposta dell'emittente.

Si ricordano, infine, gli apparecchi usati per la ricerca di corpi minuti come mine, casse metalliche, condutture od altro. Il loro funzionamento è basato sul fatto che un campo elettromagnetico opportunamente provocato subisce modificazioni per la presenza di corpi conduttori in sua prossimità (v. mina, in questa App.).

Metodi dinamici (o sismici). - Costituiscono un adattamento della sismologia al particolare scopo della prospezione, e si applicano producendo gli effetti dinamici per mezzo dell'esplosione di opportune cariche intasate in fori praticati nel terreno.

Le caratteristiche fisiche delle varie rocce che si prendono in considerazione sono: le costanti di Lamè, le funzioni del modulo di Young e di quello di Poisson, e la densità delle rocce.

L'esplosione in un punto dà luogo alla propagazione, nei mezzi interessati a diverse caratteristiche elastiche, di deformazioni di vario tipo che vanno sotto il nome di onde longitudinali (di compressione e dilatazione, con variazione di volume), trasversali (di distorsione, senza variazione di volume) e altre di minore importanza; a tutt'oggi si utilizza solo la propagazione delle onde longitudinali.

I principî elementari di Cartesio e di Fermat consentono la facile dimostrazione delle seguenti leggi.

Se una superficie piana divide due mezzi a diversa velocità di propagazione delle onde, ma costante in ciascun mezzo, i percorsi in tempo minimo, dal punto origine dell'onda al punto arrivo, rispondono alle analoghe leggi dell'ottica per la riflessione e per la rifrazione e cioè: complanarità dei raggi; uguaglianza degli angoli di incidenza e di riflessione; rapporto dei seni dell'angolo di incidenza e di quello di rifrazione uguale al rapporto della velocità di propagazione delle onde nei due mezzi. Questi percorsi, che si verificano insieme agli infiniti altri, sono detti brachistocronici (da un poco usato βράχιστος "brevissimo" e χρόνος "tempo").

Per semplicità si consideri il fenomeno solo nel caso, quanto mai schematico e semplice, di strati orizzontali con propagazione a velocità costanti in tutti i punti di ciascuno strato.

In fig. 5 si vede come dal punto E di esplosione parte la deformazione propagantesi con un fronte sferico, in tutti i sensi. Quando è raggiunta la superficie dividente il primo dal secondo strato, il fronte sferico naturalmente si deforma. Nella figura si è supposto che le velocità aumentino con la profondità (V₁ 〈 V₂ 〈 V₃). Per le posizioni fatte i punti come D″ sono sollecitati dall'onda sferica propagantesi nel secondo strato prima di essere raggiunti dall'onda diretta (del primo strato). Questo chiarisce come il profilo d'onda, da sferico, assume man mano una forma che ha per sezione, invece che una circonferenza, una linea del tipo D D′ D″ che diventa F F′ F″ ... quando anche il terzo strato fa sentire efficacemente i suoi effetti nella propagazione. Si tenga presente che i fronti d'onda rappresentano i luoghi dei punti raggiunti allo stesso istante dalla deformazione originata in E. Questa osservazione sarà utile per comprendere rapidamente quanto accade se gli strati sono inclinati anziché orizzontali.

Se ora si seguono (fig. 10) i raggi sismici diretti, come EA, EB, ecc. ed i corrispondenti riflessi ERA, ERB, ecc. ed i rifratti ESS₁A, ESS₂B, supponendo che l'angolo i₀ d'incidenza sia quello limite per cui

si osserva che il percorso brachistocronico è quello diretto fino a punti come A della fig. 5, quello rifratto tipo ESS₁A fino al punto B, ed oltre quello rifratto tipo ETT₁T₂T₃C. I raggi riflessi non sono mai brachistocronici (se non al limite, per uno strato a velocità crescente con la profondità, per cui i percorsi ERA diventano, per infinite rifrazioni di straterelli di spessore infinitesimo, archi o di cerchio o d'altra curva: percorso tipo ETT₁T₂T₃C per un numero notevolmente superiore di strati).

Per le ragioni anzidette la ricezione di onde rifratte, per percorsi brachistocronici, consente la ricerca delle caratteristiche dei varî strati e delle loro potenze. La fig. 10 dà una rappresentazione cosiddetta dromocronica (da δρόμος "corsa").

Sulle ascisse sono riportate le distanze, misurate sul piano di campagna, dal punto E dei varî punti di ricezione sui quali sono posti i geofoni (piccoli sismografi adatti); sulle ordinate i tempi di ricezione (considerando zero l'istante dello scoppio nel punto E).

È facile dimostrare le seguenti uguaglianze:

ed ancora che:

Anche le potenze degli strati successivi possono essere ricavate con espressioni più complesse, ma di tipo analogo alla precedente, in casi semplici come quello considerato.

Se i piani di divisione tra gli strati sono inclinati, le velocità ottenute, per gli strati successivi al primo dalle dromocrone sono falsate perché è come se si inclinasse il piano EAB della fig. 5. Si osservi che se questo piano s'inclinasse fino a coincidere, per un tratto, con D″ D″, la velocità in quel tratto sarebbe infinita e se l'inclinazione aumentasse la velocità sarebbe di un moto retrogrado; essa è impropriamente detta negativa.

Per ovviare agli inconvenienti citati si fanno profili come quello in fig. 11 e profili reciproci, scambiando il punto di carica esplosiva con il gruppo di quelli di ricezione.

È possibile, ed è anzi impiegata su larga scala, la ricezione delle onde riflesse che sono rese evidenti da geofoni selettivi e da accorgimenti varî che si hanno nella disposizione delle misure. Questa ricezione consente una più minuta conoscenza delle ondulazioni delle stratificazioni e con assai minore dispendio di energia, essendosi le distanze tra E ed i gruppi di geofoni notevolmente accorciate. S'intuisce facilmente come i tempi di arrivo ai punti G₁ G₂ G₃ dei raggi riflessi (da π e da π′) sono proporzionali alle distanze e come da questi, se sono note le velocità (V₁, ecc.) che si debbono conoscere per altra via, si possa calcolare l'inclinazione dei tratti di piano (π o π′) e la profondità di questi, nell'intorno dei punti intermedî (P, P′). Attualmente le onde riflesse sono molto usate per varie ricerche (in particolare in quelle petrolifere) negli S. U. ed anche in Italia.

Altri metodi. - Si ricordano i metodi geochimici (v. in questa App.) e quello elettro-microcalorimetrico, che utilizza un apparecchio dovuto a G. Laubmeyer e ha trovato applicazione nella prospezione in regioni metanifere.

Sono stati anche proposti metodi acustici, metodi utilizzanti macchine vibranti, trepidometri, accelerometri e così via, metodi che si servono della livellazione di precisione e di altre misure prese a prestito dalla geodesia operativa, particolarmente utili nella geotecnica ed in altri campi delle costruzioni civili ed industriali.

Bibl.: Heiland, Geophysical Exploration, Prentice Hall 1946; J. J. Jakosky, Exploration Geophysics, Los Angeles 1941; Joyce, Manual on Geophysical Prospecting with the Magnetometer, 1940; Gary Muffly, The Airborne Magnetometer, in Geophysics, XI, 1946; Nettleton, Geophysical prospecting for Oil, New York 1940; C. Aquilina, Lezioni di geofisica mineraria, Roma 1947.