GEOFYZIKA A GEODYNAMIKA

VYSOKÉ U ENÍ TECHNICKÉ V BRN FAKULTA STAVEBNÍ

DOC. RNDR. LUBOMIL POSPÍŠIL, CSC.

GEOFYZIKA A GEODYNAMIKA MODUL #1 HE02 - GEOFYZIKA A GEODYNAMIKA

STUDIJNÍ OPORY PRO STUDIJNÍ PROGRAMY S KOMBINOVANOU FORMOU STUDIA

Geofyzika a geodynamika · Modul #1

© Lubomil Pospíšil, Brno 2007

- 2 (218) -

Obsah

OBSAH 1 Úvod 7 1.1 Cíle ........................................................................................................7 1.2 Požadované znalosti ..............................................................................7 1.3 Doba pot ebná ke studiu .......................................................................7 1.4 Klí ová slova.........................................................................................7 2 GEOFYZIKA................................................................................................9 2.1 Úvod......................................................................................................9 2.2 P ehled hlavních užitých symbol a jednotek.....................................10 2.3 Gravimetrie .........................................................................................13 2.3.1 Úvodní ást ...........................................................................13 2.3.2 Užitá gravimetrie ..................................................................13 2.3.3 M ení tíhového zrychlení ....................................................14 2.3.4 M ení s relativním gravimetrem.........................................17 2.3.5 Terénní m ení s gravimetrem a vyhodnocování získaných podklad ................................................................................18 2.3.6 Bouguerova anomálie ...........................................................20 2.3.7 Airyho izostatická teorie .......................................................27 2.4 Geomagnetika .....................................................................................32 2.4.1 Zm ny zemského magnetického pole...................................35 2.4.2 Terénní geomagnetická m ení.............................................42 2.4.3 Regionální geomagnetická m ení........................................42 2.4.4 Detailní geomagnetická m ení ............................................43 2.4.5 Zpracování terénních m ení ................................................43 2.4.6 Interpretace získaných dat.....................................................44 2.4.7 Možnost využití magnetometrie i pro jiné, než ryze geologické ú ely ...................................................................44 2.5 Geoelektrika ........................................................................................45 2.5.1 Úvodní ást ...........................................................................45 2.5.2 Metoda odporového profilování ...........................................49 2.5.3 Metoda vertikálního odporového sondování ........................52 2.6 SEISMICKÝ PR ZKUM...................................................................75 2.6.1 Podélné a p í né vln ní.........................................................76 2.6.2 Podélné vln ní.......................................................................76 2.6.3 P í né vln ní .........................................................................77 2.6.4 Ší ení seismických vln v reálných prost edích .....................78 2.6.4.1 Homogenní prost edí ............................................................78 2.6.4.2 Vrstevnaté prost edí ..............................................................78 2.6.5 Odraz a lom seismických vln................................................79 2.6.6 Hodochrony seismických vln v nehomogenním prost edí....81 2.6.6.1 Hodochrona odražené vlny ...................................................82 2.6.6.2 Hodochrona elní vlny..........................................................83 2.6.7 Zpracování seismických záznam ........................................83 - 3 (218) -


2.6.8 Ur ování seismických rychlostí ........................................... 84 2.6.9 Zp soby zpracování a interpretace seismických dat ............ 85 2.7 RADIONUKLIDOVÉ METODY...................................................... 91 2.7.1 Radionuklidové metody ....................................................... 91 2.7.2 Radioaktivita - okolo nás...................................................... 91 2.7.3 Jev radioaktivity ................................................................... 93 2.7.4 Druhy radioaktivního zá ení................................................. 96 2.7.5 Zdroje radioaktivity.............................................................. 97 2.7.6 Zdroje p írodní radioaktivity................................................ 98 2.7.7 Zdroje um lé radioaktivity ................................................... 99 2.7.8 Struktura radia ní zát že obyvatelstva ................................. 99 2.7.9 Jednotky radioaktivity ........................................................ 100 2.7.10 M ení radioaktivity........................................................... 100 2.7.11 Detektory............................................................................ 101 2.7.12 Radiometrické aparatury .................................................... 103 2.7.13 Uplatn ní radionuklidových metod .................................... 104 2.7.13.1 Radonové limity ................................................................. 104 2.7.13.2 Metodika leteckých m ení používaných v R ................. 104 2.7.13.3 Metodika leteckých m ení a zpracování dat ..................... 106 2.7.13.4 Metodika pozemní rekognoskace letecky zjišt ných anomálií108 2.8 GEOFYZIKÁLNÍ M ENÍ VE VRTECH - (karotáž) ................... 108 2.8.1 Úvodní ást......................................................................... 108 2.8.2 Rozd lení karotážních metod - (v širším pojetí) ................ 109 2.8.2.1 M ení p irozených elektrických polí ................................ 109 2.8.2.2 M ení um le vyvolaných elektrických polí...................... 109 2.8.2.3 Registrace radioaktivního zá ení hornin - metody jaderné karotáže .............................................................................. 109 2.8.2.4 Spektrální gama karotáž – SGK ......................................... 109 2.8.2.5 Speciálních karotážních metody......................................... 109 2.8.2.6 Metody zjiš ující technický stav vrtu................................. 109 2.8.2.7 M ení fyzikálních vlastností kapalin ................................ 109 2.9 SEISMOLOGIE ............................................................................... 109 2.9.1 Základní pojmy .................................................................. 109 2.9.2 Seismické vln ní ................................................................ 109 2.9.3 Registrace zem t esení....................................................... 109 2.9.4 Rozd lení zem t esení........................................................ 109 2.9.5 Seismické stupnice ............................................................. 109 2.9.6 Seismické riziko a seismický hazard.................................. 109 2.10 Kontrolní otázky............................................................................... 109 2.11 Klí 109 3 GEODYNAMIKA.................................................................................... 109 3.1 Úvod ................................................................................................. 109 3.2 FYZIKÁLNÍ CHARAKTERISTIKA ZEM .................................. 109 3.3 SEISMOLOGIE A ZEMSKÉ NITRO ............................................. 109

- 4 (218) -

Obsah

3.4 3.5 3.6

FYZIKÁLNÍ VLASTNOSTI ZEM ..............................................109 GEOLOGICKÝ CYKLUS A STÁ Í HORNIN ..............................109 Litosféra ............................................................................................109 3.6.1 Vertikální pohyby ...............................................................109 3.6.2 Horizontální pohyby ...........................................................109 3.6.3 SPREADING - ROZPÍNÁNÍ MO SKÉHO DNA ............109 3.6.4 St edooceánické h bety.......................................................109 3.6.5 Konvekce – zdroj deformací v litosfé e? ............................109 3.6.5.1 Konvekce a rotace...............................................................109 3.6.5.2 Zdroje energie konvekce.....................................................109 3.6.6 Konvekce v plášti a gravita ní pole ....................................109 3.6.6.1 Konvekce a tektonická aktivita...........................................109 3.6.7 MOHO vesrus zemská k ra ................................................109 3.6.7.1 ZEMSKÁ K RA................................................................109 3.6.7.2 Profily zemskou k rou........................................................109 3.6.8 Rozhraní litosféra - astenosféra ..........................................109 3.6.8.1 Litosféra – a kde jsou problémy?........................................109 3.7 KONTINENTÁLNÍ DRIFT ............................................................109 3.8 TEKTONIKA LITOSFÉRICKÝCH DESEK.................................109 3.8.1 TEKTONIKA .....................................................................109 3.8.2 Sedimentární pánve.............................................................109 3.9 Shrnutí...............................................................................................109 3.10 Studijní prameny ...............................................................................109 3.10.1 Seznam použité literatury ...................................................109 3.10.2 Seznam dopl kové studijní literatury .................................109 3.10.3 Odkazy na další studijní zdroje a prameny .........................109 3.11 Klí 109

- 5 (218) -

GEOFYZIKA

1

Úvod

1.1

Cíle

Cílem je poskytnout student m základní informace o geofyzikálních metodách a aplikacích v oblasti geodynamiky a geodetických výzkum . D raz je kladen na zvládnutí praktických postup a zpracování terénních dat. D raz je dán p edevším na gravimetrii a její uplatn ní p i ešení mapování dynamických a neotektonických zm n zemského povrchu.

1.2

Požadované znalosti

Požadavku je dobrá znalost matematické analýzy, všeobecné fyziky, všeobecných geologických znalostí, ovládat Microsoft Office, v etn Access.

1.3

Doba pot ebná ke studiu

1 semestr, cca 80 hod

1.4

Klí ová slova

GEOFYZIKA: gravimetrie, geomagnetika, geoelektrika, seizmický pr zkum, seismologie, rádionuklidové metody, geotermika, karotážní metody, fyzikální vlastnosti, gravita ní konstanta, hmotnost, hustota, pórovitost, tíže,t magnetická susceptibilita, magnetizace, intenzita magnetického pole, odpor, nap tí, m rný odpor, vodivost , elastická vlna, expozice (ozá ení), dávkový p íkon, rádioaktivita, anomální hmota, tíhové anomálie, geoid, miligal, gravimetr, astaze, cejchování, chod, slapy, sféroid, elipsoid, izostáze, normální pole, topokorekce, Bullard v len, WGS 84, Fayovy redukce, Bouguerova redukce, terénních korekce, ekvipotenciální plocha, hladinová plocha, tížnice, geologie, interpretace, magnetometr, magnetickou osu, epocha, permanentní pole, perioda, variace, magnetické indukce, inklinace, deklinace, isodynama, izogona, isoklína, ionosféra, slune ní vítr, serpentinizace, magnetický moment, kapametr, GPS, stacionární, permitivita, elektródový systém, uspo ádání elektrod, potenciálové elektrody, vertikálního elektrického sondování (VES), sonda, elektroda, gradient, spontánní polarizace, vyzvaná polarizace, izolátor, vodi , filtra ní, difúzní, iont, koroze, elektromagnetické metody, magnetotelurické pole, pulsace, Slingram, reálná ást, imaginární složka, Turam, amplituda, fázový rozdíl, VDV, elipsa polarizace, georadar, difragovaná vlna, reflexní metoda, refrak ní metoda, izochrona, hodochrona, geofon, seismokarotáž, migrace, radiace, rozpadové ady, emise, polo asem rozpadu, nuklid, izotop, ionizace, fotoefekt, Compton v jev, elektron, pozitron, rentgenové a neutronové zá ení, detektory, Geigerovy-Müllerovy trubice, scintila ní po íta e, dozimetr, limity, gamaspektrometrie, výplach, difúzn absorp ní procesy, filtra ní procesy, oxida n reduk ní procesy absorpce, katoda, anoda, gama zá ení, fotoefekt, kavernometrie, plynometrie, inklinometrie, stratametrie, termometrie, rezisti-

- 7 (218) -


vimetrie, Fotometrie, orogeneze, tektogeneze, epicentrum, hypocentrum, magnitudo, rift, seismické riziko a seismický hazard, seismicita. GEODYNAMIKA: plate tectonics, drift, kontinenty, šelf, ostrovní oblouk, p íkop (trench), Convergent plate boundary – konvergentní (kompresní) rozhraní; Transform plate boundary – transformní (zlomové) rozhraní; Divergent plate boundary – divergentní (extenzní) rozhraní; Continental rift zone – kontinentalní rift (propadlina); Island arc – ostrovní oblouk; trench – p íkop; shield volcano – štítový vulkán; Hot spot – horká centra; stratovolcano – stratovulkán; shelf – kontinentální svah, Mohorovi icova diskontinuita (MOHO), Conradova diskontinuita, pláš , litosféra, astenosféra, tepelný tok, viskozita, sekulární variace, paleomagnetismus, geologický cyklus, Rayleighovo íslo, spreading, konvek ní proudy, inverze, sea floor spreading, trojný bod -triple junction point, tomografie, Pangea, Laurasie, Gondwany, globální tektonika, Wi1sonov cyk1us.

- 8 (218) -

GEODYNAMIKA

2

GEOFYZIKA

2.1

Úvod

Praktická (užitá) geofyzika má charakter aplikované v dní disciplíny. Je v dním oborem, který p i své innost využívá dostupné poznatky z oblasti fyziky, geologie a moderních metod hromadného zpracování. Zabývá se : • analýzou fyzikálních polí zemského t lesa, za ú elem ešení problematiky jeho tvaru a stavby (vnit ní stavba Zem - zejména stavba zemské k ry a svrchního plášt ap.), •

ešením problematiky z oblasti všeobecné, strukturní a ložiskové geologie (tektonofyzika; vyhledávání ložisek nerostných surovin; lokalizace zlom , ap.),

•

ešením problematiky z oblasti inženýrské geologie, geologie životního prost edí, hydrogeologie ap

S ohledem na fyzikální princip a charakter pole, které prom ujeme a analyzujeme, se lení na jednotlivé geofyzikální metody: (geofyzikální metoda) • • • • • • • •

(prom ované a analyzované pole)

gravimetrie geomagnetika geoelektrika seizmický pr zkum seismológie rádionuklidové metody geotermika geofyzikální m ení ve vrtech tzv. karotážní metody:

(tíhové) (geomagnetické) (geoelektrické) (vlnové) (vlnové) (radioaktivní) (tepelné)

elektrická, akustická, jaderná a m ení fyzikálních vlastností kapalin. Aplikaci t chto metod umož uje skute nost, že zemské t leso (zejména v oblasti zemské k ry) není horninov homogenním komplexem, ale vykazuje výraznou blokovou stavbu, kdy jsou jednotlivé bloky tvo eny horninami r zného p vodu (vyv elé; sedimentární; metamorfované, ap.), jejichž odlišné fyzikální vlastnosti (hustota, magnetická susceptibilita, m rný odpor, elastické parametry, tepelná vodivost, radioaktivita a jaderné vlastnosti) r zným zp sobem ovliv ují charakter stavby jednotlivých fyzikálních polí Zem . V tšinu uvád ných pr zkumných metod, lze v sou asnosti aplikovat v r zných variantách, jako letecké, pozemní, d lní, vrtné metody a metody upravené

- 9 (218) -


pro mo skou aplikaci. Každá z nich se p i její aplikaci liší p ístrojovým vybavením, metodikou p ístupu k ešení p íslušné problematiky, i z interpreta ního hlediska.

2.2

P ehled hlavních užitých symbol a jednotek

Gravimetrie Veli ina

P evodní vztahy

Název

Symbol

gravita ní konstanta

Jednotky m3 kg -1 s-2 6,67.10-8 cm-3 g-1 sec-2

f

3

-1

3 -1

20/3.10- m cm g

m

hmotnost

kilogram -3

kg m-3

hustota

mGal

1 g cm = 1 kg dm-3 = -3 1000 kg m *)

pórovitost

p

procenta (%)

tíhové zrychlení

g

m.s-2

1 mGal = 10

m s-2

(1 Gal = 1 cm sec-2; 1 Gal = 1 000 mGal, a 1mGal = 10 jednotek tíhového zrychlení) -3

* (použití g.cm

povoluje i v sou asnosti norma SN 01 1300, z 2. 5.1974)

Geomagnetika Veli ina Název magnetická indukce**

P evodní vztahy Symbol

Jednotky

B

Tesla (T)

1 = 1 nT

_

1 j. CGSM = 4 j. SI = 10-6 SI

magnetická objemová susceptibilita* magnetický moment

m

ampér metr na druhou 2

(A m ) magnetický tok magnetizace** intenzita magnetického pole

M H

8

Weber (Wb)

1 Mx = 10- Wb

ampér na metr 1 (Am- )

1 = (10/4 ) mA m-

ampér na metr 1 (Am- )

- 10 (218) -

1

GEODYNAMIKA

*

pro posouzení magnetických vlastností hornin se používá magnetická susceptibilita, která je v soustav SI bezrozm rná;

** magnetická indukce na povrchu Zem , a schopnost hornin se magnetizovat, se vyjad ují v Teslách (T), resp. v jejich mnohem menších násobcích;

Geoelektrické metody Veli ina Název Symbol elektrický proud I hustota proudu J nap tí odpor m rný odpor vodivost m rná vodivost

U R

elektrický náboj kapacita induk nost výkon

Q C L P

ρ

G

γ

Jednotky Název ampér A ampér na metr A m-2 tvere ný volt V ohm Ω ohm metr Ωm siemens S siemens na metr S m-1 coulomb C farad F henry H watt W

P evodní vztahy

Seismické metody Veli ina Název Symbol rychlost ší ení elasv tických vln modul pružnosti E v tahu (Young v modul)

Jednotky Název metr za sekundu

P evodní vztahy m s-

Pascal

Pa

1

Radionuklinové metody Veli ina Název aktivita

Jednotky Symbol Název becquerel A

P evodní vztahy Bq

aktivita

expozice (ozá ení)

X

coulomb na kg

C/kg

expozice (ozá ení)

expozi ní p íkon

X

ampér na kg

A/kg

expozi ní p íkon

dávka

D

gray

Gy

dávka

dávkový p íkon

D

gray za sekundu

Gy/s

dávkový p íkon

dávkový ekvivalent H

sievert

Sv

dávkový ekvivalent

p íkon dávkového H ekvivalentu

sievert za sekundu

Sv/s

p íkon dávkového ekvivalentu

- 11 (218) -


Aktivita 1 Bq znamená rozpadovou rychlost, kdy se 1 atom rozpadne za 1s. Expozice (ozá ení) ionizujícím zá ením je ur ena množstvím ionizace ve vzduchu, tj. množstvím nabitých iont ve vzduchu, které vznikly rozpadem p vodn neutrálních molekul plyn vlivem zá ení. Expozi ní p íkon je ozáení získané za jednotku asu (X = X/t). Dávka charakterizuje množstvo energie, které p ijme hmota, když na ni dopadne zá ení. Dávkový p íkon je dávka získaná za jednotku asu (D = D/t). Dávkový ekvivalent je ekvivalent absorbovaného libovolného zá ení vzhledem na škodlivé ú inky na živé tkanivo. P íkon dávkového ekvivalentu je dávkový ekvivalent získaný za jednotku asu (H = H/t).

- 12 (218) -

GEODYNAMIKA

2.3 Gravimetrie 2.3.1

Úvodní ást

Názory na charakter zemské p itažlivosti, zp soby její registrace, a její využití ve prosp ch lidské pospolitosti, prošly od doby Aristotela (384 p.K. - 322 p.K.) a ady další velikán lidské pospolitosti (Galilea Galileiho (1564-1642); Newtona (1643-1727); Laplaceho (1749-1827); Einsteina (1879 - 1955, až po sou asnost velkými zm nami. Z pohledu sou asných poznatk , se sice Aristotelova p edstava o zemské p itažlivosti jeví jako velice prostá, i když se v podstat jednalo o pravdivé tvrzení, nebo z hlediska jeho pojetí jí lze zdánliv a v generelu p irovnat k námaze, kterou je nutné vynaložit nap . na “vrhnutí“ ur itého hmotného objektu. Tj. ím je hmotný objekt t žší, tím je skute n nutné vynaložit na jeho “vrhnutí“ v tší námahu. Teprve až o n kolik století pozd ji up esnil jeho p vodní p edstavu významn ji italský fyzik G. Galileii, který p i svých pokusech, zabývajících se problematikou volného pádu (díky jeho dost nep esné asomí e) zjistil, že “všechny t lesa p ekonají stejnou vzdálenost za stejný as, což sv d í o tom, že je jim ud lované stejné tíhové zrychlení g. I když, jak se pozd ji prokázalo, z fyzikálního hlediska platí uvedený jev pouze ve vakuu, nebo v reálných podmínkách se projevuje i odpor vzduchu, který je funkcí hmotnosti. A tak díky ur ité Galileiho nep esnosti, existovalo již na p elomu 15 a 16 století významné zjišt ní, že “tíhové zrychlení nezávisí na hmotnosti t lesa“. I když pozd ji na Galileiho práci navazovalo mnoho dalších pr kopník v dy, “gravita ní zákon“ zformuloval teprve až I. Newton, který p i své práci aplikoval i výsledky práce J. Keplera. Newton v zákon, spole n s Laplaceho pracemi, se pozd ji stal teoretickou základnou, od které se odvíjí základní aparát i pro tu ást aplikované fyziky, která se zabývá m ením, vyhodnocováním a interpretací hodnot tíhového zrychlení.

2.3.2

Užitá gravimetrie

Je v dní disciplina, která se zabývá m ením a následn i vyhodnocováním hodnot “tíhového zrychlení“, v rozsahu zemského t lesa. Získaná data jsou využívána zejména v oblasti p sobnosti: • •

užité gravimetrie, a fyzikální geodézie.

- 13 (218) -


Užitá (aplikovaná) gravimetrie využívá získané hodnoty p edevším pro ú ely vyhledávání nehomogenit r zného druhu jak v zemské k e, tak v její nejsvrchn jších ástech. V posledn uvedeném p ípad , jsou získaná data využívána zejména pro geologické ú ely, kdy jde o zjiš ování rušivých anomálních hmot (které vyvolávají tíhové anomálie regionálního i lokálního charakteru) a pro o objas ování jejich reálného vztahu k charakteru základní, resp. lokální geologické stavby zájmové oblasti. Fyzikální geodézie využívá získané hodnoty tíhového zrychlení p edevším pro ú ely zjiš ování a up es ování tvaru Zem . Na bázi analýzy t chto dat popisuje její tvar, jak pomocí jednodušších geometrických útvar (jako jsou nap . elipsoid, resp. sféroid), tak prost ednictvím tzv. “geoidu”. Geoid je ale velice složitým t lesem. Pravý tvar Zem v tomto p ípad reprezentuje nap . i klidná hladina mo í a oceán , myšlen pokra ující i v prostoru kontinent . M že jej reprezentovat p edevším proto, že klidná vodní hladina oceán a mo í p edstavuje plochu, jejíž rovnovážný stav je p ímo úm rný tíhovému zrychlení. P edstavuje tedy plochu, na které je hodnota potenciálu konstantní a tíže je na ní kolmá. Pokud jde o názory na charakter zemské p itažlivosti, zp soby její registrace a využití ve prosp ch lidské pospolitosti, prošly od doby Aristotela (384 p.K.– 322 p.K.) a ady další velikán lidské pospolitosti nap . Galilea Galileiho (1564-1642); Newtona (1643-1727); Laplaceho (1749-1827); Einsteina (1879 - 1955 ), až po sou asnost velkými zm nami. Reálnou teoretickou základnou, od které se v sou asnosti odvíjí základní aparát, i pro tu ást aplikované geofyziky, která se zabývá m ením, vyhodnocováním a interpretací hodnot tíhového zrychlení se op t, a až o hodn pozd ji stal Newton v zákon, spole n s de Laplaceho pracemi.

2.3.3

M ení tíhového zrychlení

D íve, než se touto problematikou za neme zabývat, je nutné si uv domit základní rozdíl mezi tíhovým a gravita ním zrychlením, nebo tíhové zrychlení v sob zahrnuje “skute né p sobení hmotné rotující Zem na objekt nacházející se na její povrchu“, p i emž (v d sledku její rotace) proti samotné p itažlivosti Zem p sobí na daný objekt sou asn i odst edivé zrychlení. Vzhledem k uvád ným skute nostem má tedy tíhové zrychlení, vzhledem ke gravita nímu zrychlení, nižší hodnotu a jejich vzájemný rozdíl se m ní zejména v závislosti na zem pisné ší ce objektu, který se nachází na zemském povrchu. Hodnota tíhového zrychlení bude tedy maximální na pólu (gP), nebo hodnota odst edivého zrychlení ar je tam = 0, a hodnota tíhového zrychlení na rovníku bude nejmenší, nebo hodnota odst edivého zrychlení ar je tam nejv tší. Hodnota tíhové zrychlení není tedy na zemském povrchu konstantní. Mezi faktory, které její prom nlivost zp sobují, náleží i faktory regionálního významu, které souvisí s charakterem stavby Zem , tj. s její základním tvarem, její rotací a faktory nižšího ádu, které souvisí jak s lenitostí zemského povrchu, tak s prom nlivostí její geologické stavby (rozdílnost v hustotách - 14 (218) -

GEODYNAMIKA

hornin, které jsou zastoupeny na její stavb ). V menší mí e hodnotu tíhového zrychlení periodicky ovliv ují i slapové ú inky Slunce a M síce. Základní m enou fyzikální veli inou, odvozenou v soustav SI pro tíhové -2 zrychlení g, je v užité gravimetrii m.s . Vzhledem k tomu, že ale v p ípad užité gravimetrie je p edm tem pr zkumné innosti p edevším zjiš ování rušivých anomálních hmot v zemské k e, které vyvolávají tíhové anomálie, 2 5 jejichž intenzita se pohybuje v mezích od 10- % až 10- % z celkové hodnoty gravita ního zrychlení, byla pro ú ely užité gravimetrie p vodn zavedena mnohem menší jednotka 1mGal (jeden miligal). Jednotka, která byla v literatue používána zejména p ed zavedením soustavy SI, a jejíž ozna ení bylo zavedeno na po est G. Galilea. V sou asné dob , je již v užité geofyzice v p evážné mí e používána jednotka 1 -2 -2 -3 -5 ms (tj. 1 ms = 0,1 mGal), p i emž jeden miligal 1mGal =10 Gal = 10 -2 -2 m.s = 10 ms . Na m ení tíhového zrychlení jsou používány p ístroje, které jsou známé jako gravimetry. Vzhledem k tomu, že proces m ení tíže zahrnuje jak absolutní, tak relativní m ení, jsou v sou asnosti používány jak absolutní, tak relativní gravimetry. Mezi moderní (špi kové) p ístroje pro absolutní m ení, které jsou ur eny pro aplikaci ve speciáln vybavených laborato ích, pat í nap . “Earth Tide Meter“ od fy. LaCoste and Romberg a pro pot eby snadné aplikace na r zných lokalitách byl stejnou spole ností vyvinut i “Portable Earth Tide Meter“. V p íd aplikace p ístroj tohoto druhu, jsou finálním produktem m ícího procesu již p ímo hodnoty tíhového zrychlení. P esnost v ur ení hodnot tíhového zrychlení se u t chto aparatur pohybuje v mezích od ± 0,1 až do 0,001µms-2. Absolutní hodnoty tíže je možno získat klasickými p ístroji, jejichž m ící princip je založen bu na principu volného pádu (kdy je kalibrované t lísko opakovan vyzdvihováno nahoru a následn mu je vždy umožn n volný pád, na p esn zm eném úseku jeho dráhy) nebo o p ístroje, které využívají princip fyzikálního kyvadla. M i ský proces tohoto druhu je ale velice náro ný na as. Ve v tšin p ípad jsou p ístroje posledn uvád ného druhu využívány pouze ve speciáln upravených laborato ích. Absolutní hodnoty tíže nemají ale v užité geofyzice prvo adý význam, nebo pro geologické ú ely je pot ebné znát p edevším tíhové anomálie, které jsou odvozovány z relativních tíhových m ení, které bývají tém vždy vztaženy k n kterému ze zvolených tzv. základních bod , u nichž byly již p edem definovány absolutní hodnoty tíže. Gravimetry, které umož ují provád t m ení relativních tíhových rozdíl jsou dnes vyráb ny v r zných variantách. Umož ují provád t rychlé m ení relativních hodnot tíhového zrychlení, jak na pevnin , na mo i, pod mo skou hladinou, tak i v rámci leteckých m ení. R znými institucemi byla vyprodukována pom rn široká škála t chto p ístroj , p i emž zejména nejnov jší modely jsou již vybaveny i automatickým digitálním ode ítacím systémem. Vzhledem k tomu, že gravimetry tohoto druhu dokáží již zm it zm ny v tíhovém zrychlení minimáln na jednu setinu miligalu (tj. na desetinu µms- 2) jsou v praxi známe jako setinné gravimetry.

- 15 (218) -


M ící rozsah je u r zných typ t chto gravimetr r zný, s ohledem na zp sob jejich využívání. Nap . u gravimetr používaných pro geodetické ú ely - geodetické gravimetry (které jsou využívány zejména na zam ování gravimetrických op rných sítí), lze m it p ímo i rozdíly tíhového zrychlení v tší než 4 -2 10 ms . U gravimetr klasického prospek ního typu, lze m it p ímo pou3 -2 ze rozdíly tíhového zrychlení do hodnot 10 ms . Pro p ípad, kdy již ale p i terénním m ení jejich m i ský rozsah nesta í, jsou vybaveny pom rn jednoduchým za ízením, které umož uje jejich m ící rozsah“p estavit “. P íklad práce nap . s gravimetrem CGs - 2, pokud jde o proces vlastního m ení, a proces jeho resetování - tj. p estavení jeho rozsahu. Základem m ícího systému, u v tšiny gravimetr relativního typu, je systém k emenných pružin. Reáln jší schémata m ících systému n kterých gravimetr tohoto typu jsou znázorn na nap . na obr. 2.1, a obr. 2.2.

Obr.2.1 K emenný oto ný systém u mechanického gravimetru

Obr. 2.2 K emenný oto ný systém gravimetru Worden

Vysv tlivky k obr. 2.1: t - torzní vlákno; m –hmotnost na konci vahadla OA; p – hlavní astazující pružina; P1,2 m ící a rozsahové pružiny; Mt - moment torzního vlákna; Mp - moment pružin; Mv - moment vahadla. Nejd ležit jší sou ástí m ícího systému u gravimetru, který je znázorn n nap . na obr. 2.1, je vahadlo A s hmotností m na jeho konci, jehož výchylka je p i m ení limitována rozsahovou pružinou P2. V p ípad , že výchylka vahadla je na m ené lokalit v mezích nastavených rozsahovou pružinou, lze jí vykompenzovat m ící pružinou P1, kterou je možné ovládat (tj. natahovat, resp. uvol ovat) pomocí m ícího šroubu, který je umíst n ve vrchní ásti m ící pružiny. Jak je také z obr. 2.1 patrné, vahadlo je jedním svým koncem upevn no (v bod O) na torzním vláknu t, které mu umož uje vychylovat se pouze ve vertikálním sm ru. Jeho výchylky jsou navíc zvýraz ovány hlavní astazující pružinou p, která je na její spodním konci pevn uchycena na vahadlo. V p ípad , že se ale na lokalit s výraznou zm nou tíže bude m i ský systém nacházet v anomální poloze, kterou není možné vykompenzovat pomo- 16 (218) -

GEODYNAMIKA

cí m ící pružiny, nastavený rozsah rozsahové pružiny neumožní v tší vertikální pohyb vahadla a nezbývá nic jiného, než provést tzv. p estavení rozsahu. Pon vadž základem m ícího systému je u gravimetr tohoto druhu p edevším soustava k emenných pružin, je jejich m i ský systém velice citlivý zejména na ot esy a vzhledem k tomu, že se jedná o velice choulostivý a velice drahý p ístroj, je nutné veškeré úkony s ním provád t velice opatrn . Jakékoliv práce, související s vlastní m ením, nebo s jeho údržbou, m že tedy provád t pouze k tomu vyškolená a oprávn ná osoba. P i práci s gravimetrem je rovn ž nutné dbát na to, aby byl vždy, p i provád ní jakýchkoliv úkon ve svislé poloze, nebo p i v tším úklonu od jeho svislé osy (o více než 45º) by mohlo dojít k vážnému poškození jeho m ícího systému (nap . k narušení p vodní kalibrace, k výrazné zm n jeho p esnosti, a pod.).

2.3.4

M ení s relativním gravimetrem

Provedení jednotlivého m ení na každé zvolené lokalit , kde je výchylka vahadla v mezích nastavených rozsahovou pružinou, je pom rn snadné. V první ad jde o urovnání gravimetru, pomocí obou libel umíst ných na gravimetru (a tím i m ícího systému), do horizontální polohy prost ednictvím k tomu ur ených oto ných šroub a následn o uvedení vahadla m ícího systému do horizontální polohy pomocí m ící pružiny, kterou lze natahovat, nebo uvol ovat prost ednictvím m ícího šroubu. Takto ovládaný pohyb vahadla je p enášen do okuláru p ístroje pomocí tzv. sv telného indexu, který je nutné p esn nastavit na výrobcem definovanou m ící rysku. Po dosažení jejich vzájemné koincidence, se již vahadlo m ícího systému nachází v horizontální poloze a na digitálním ode ítacím za ízení - obr. 2.3 již sta í jen odeíst hodnotu, která nám udává na m eném stanovišti hodnotu tení v jednotkách optické stupnice gravimetru. Pomocí p evodové konstanty se p evede tení z dílk m ícího za ízení na hodnoty v miligalech.

Obr. 2.3 Digitální ode ítací za ízení u gravimetru CGs-2.

- 17 (218) -


Nap . v p ípad , že je na tecím za ízení hodnota 624,5 dílk (podobn jako na obr. 2.3), a konstanta uvedená na štítku, resp. zjišt ná p i cejchování má hodnotu . k = 0,10215 mGal/dílek, bude relativní hodnota tení v miligalech rovna 624,5 x 0,10215 = 64,00 miligal . P evodová - (p ístrojová konstanta), bývá vždy definovaná výrobcem a je uvád na na štítku, p ipevn ném na gravimetru. Udává hodnotu v mGal na jeden dílek (tj. obrátku) m ícího šroubu (nap . k = 0,10215 mGal/dílek). Ješt p ed uvedením gravimetru do provozu je jí ale vhodné znovu definovat prost ednictvím procesu, který bývá ozna ován jako cejchování p ístroje. Vzhledem k tomu, že se ale elastické vlastnosti k emenných pružin asem m ní, je nutné hodnotu p ístrojové konstanty, v ur itých asových obdobích (minimáln jednou až dvakrát ro n ), znovu p ekontrolovat. Cejchování - se provádí na cejchovacích základnách. V R jsou pro tento ú el vybudovány jak výškové, tak ší kové tíhové základny. Každá z nich sestává z n kolika pevných stanoviš . Jako výšková základna slouží v R základna na Ješt du, která využívá výškový a tím i tíhový rozdíl areálu této lokality, který iní 92,99 mGal. Tento druh základen má p edevším tu výhodu, že tíhový rozdíl, který pot ebujeme mít pro ur ení konstanty k dispozici, existuje v celém m i ském rozsahu gravimetru na krátké trati a jako dopravní prost edek m že asto sloužit lanovka. Nevýhodou t chto základen bývá ale astá nestálost meteorologických podmínek a barometrického tlaku. Ší kových základen je v R vybudováno více. P i cejchování na nich je využíván výrazný tíhový rozdíl podél poledníku. V tomto p ípad je cejchování náro né zejména z hlediska transportu. Krom autodopravy, lze k této innosti využít p ípadn i leteckou dopravu (nap . vrtulník).

2.3.5

Terénní m ení s gravimetrem a vyhodnocování získaných podklad

Terénní m ení s gravimetrem je pom rn složit jší a asov náro ný proces, i když vlastní m ení na jednom ádovém bod trvá pouze n kolik minut. Složitost a asová náro nost procesu spo ívá p edevším v tom, že se v pr b hu terénního m ení m ní nejenom tení na stupnici gravimetru, v závislosti na zm n tíhového zrychlení, ale že p ístroj registruje i tíhové ú inky jiných - nep íznivých faktor . V d sledku toho pak v pr b hu terénního m ení (které trvá i více hodin) nam íme na stejných bodech pokaždé jinou hodnotu tíhové zrychlení. Rozdíly v nam ené hodnot se mohou pohybovat i v rozmezí n kolika desetin mGal. Pokud jde o faktory, které zp sobují tyto nežádoucí zm ny ve tení gravimetru, a jenž jsou p í inou tzv. “chodu gravimetru“- obr. 2.4, pat í mezi n vlivy, které souvisí s procesy probíhajícími ve vlastním m ícím systému v d sledku slabých náraz p i transportu, i v d sledku zm n teploty a tlaku (a to i p esto, že gravimetr je proti tomuto vlivu v p evážné mí e chrán n umíst ním do vakuované termosky s vnit ním vyh íváním). Nežádoucí, a asov prom nné

- 18 (218) -

GEODYNAMIKA

zm ny ve tení gravimetru vyvolává i gravita ní ú inek Slunce a M síce, kdy se jedná o tzv. slapový ú inek. Aby ale bylo možné tyto nep íznivé - nežádoucí vlivy pozd ji vylou it z m ení, je nutné v pr b hu každodenního m i ského procesu n jakým zp sobem zajistit (nap . pomocí vhodn zvolené m i ské metodiky), aby bylo možné pozd ji tyto zm ny definovat, tj. aby mohl být pozd ji indikován pr b h velikosti t chto zm n, v závislosti na ase. Za tímto ú elem se asi u 10 až 15% bod , které již byly v m eném denním profilu jednou zm eny, provádí cca po 2 - 3 hodinových intervalech nové opakované m ení (jak je to nap . patrné z obr. 2.4. Za stejným ú elem je rovn ž vhodné - spíše však nutné, provést uprost ed každého denního profilu i m ení na n kterém jiném základním tíhovém bod , než na kterém bylo provedeno m ení na po átku a na konci denního profilu. Pro každý m ený areál se pak provádí výpo et st ední chyby v m ené tíži na základ všech nezávisle ur ených hodnot tíže na kontrolních bodech, dle vztahu: mg = ±

[vv]

n −ν

V p ípad uvedeném na obr. 2.4 byly v kratších intervalech opakovány body: h, A, B, C, D, E a F. Grafické znázorn ní chodu gravimetru lze pak získat tak, že se nam ené tíhové hodnoty u všech opakovaných bod vynesou v závislosti na ase (nejlépe nap . na milimetrový papír) a stejné body se spojí p ímkami obr.4. Následn se takto vzniklé úse ky posunou rovnob žn s vertikální osou tak, aby se jejich koncové body se adily do plynule probíhající p ímky, resp. k ivky, která definuje pr b h velikosti zm n tíhových hodnot, v závislosti na ase. Pro snadn jší, a reáln jší konstrukci chodu je vhodné m it na jednom bod alespo n kolikrát v pr b hu celého m i ského dne, aby se p i konstrukci chodu bylo možné op ít o takto vytvo enou pevn jší kostru. Není však p ípustné ur ovat chod z ady bod m ených tam a zp t.

Obr. 2.4. Zp sob ur ování chodu gravimetru.

- 19 (218) -


Ode te-li se pak od nam ených hodnot každého, z již zam ených tíhových bod , p íslušná hodnota oprav - pro asový údaj, ve kterém byly p íslušné body zam eny, získávají se reáln jší relativní hodnoty tíže - g. V aplikované gravimetrie je tento proces znám jako “oprava o chod gravimetru“. Absolutní hodnoty jednotlivých - již zam ených a o chod opravených - relativních tíhových hodnot se následn získají tak, že se tyto hodnoty p ipo tou k absolutním hodnotám základních bod , vzhledem ke kterým byly tyto body, v jednotlivých denních profilech zam eny.

2.3.6

Bouguerova anomálie

Vzhledem k tomu, že pro ešení úloh, zejména z oblasti všeobecné a inženýrské geologie, jsou d ležitým podkladem pouze odchylky tíže od normálních hodnot tíže - tzv. anomálie tíže, které mají konkrétn jší vztah charakteru hustotních anomalit v r zných ástech zemské k ry, nem že užitá geofyzika využívat k ešení této problematiky p ímo hodnoty tíhového zrychlení, upravené pouze výše uvedeným zp sobem - tj. definované v jejich základní podob , ale musí z nich nejd íve odstranit ú inky r zných nežádoucích faktor . Mezi nežádoucí ú inky, které na každém bod zemského povrchu ovliv ují hodnoty tíhového zrychlení, a které je nutné z hodnot tíhového zrychlení (které byly definovány pouze v jejich základní podob ) odstranit, náleží p edevším ú inek: • “ideálního zemského t lesa – sféroidu, resp. elipsoidu“, tj. hmotných objekt , které se nejvíce blíží tvaru Zem ; • vyvolaný rotací Zem (jehož velikost je p ímo závislá na zem pisné ší ce analyzovaného tíhového bodu); • související se zm nou hodnoty tíhového zrychlení, v závislosti na nadmo ské výšce; • vertikálních složek p itažlivosti hmot topografických nerovností, nacházejících se v okolí každého m i ského stanovišt , na každý bod zemského povrchu. Odstran ní nežádoucích vliv , z hodnot tíhových zrychlení, které byly definovány pouze v jejich základní podob , se provádí prost ednictvím zavád ní r zných druh oprav a redukcí, mezi které náleží zejména: oprava o hodnotu tzv. normálního pole (gn); redukce Fayova; redukce Bouguerova; redukce na nerovnosti topografického reliéfu - i topografická korekce, a e) redukce izostatické.

a) b) c) d)

- 20 (218) -

GEODYNAMIKA

Podle toho jaký druh redukcí je p i dalším zpracování tíhových m ení zaveden, lze získat r zné druhy tíhových anomálií (anomálie Fayeovy; Bouguerovy, resp. izostatické). Každá z nich má ale jiný geologický význam. V p ípad , že z hodnot tíhových zrychlení, které byly definované v jejich základní podob je odstran n ú inek všech nežádoucích faktor , lze získat tzv. úplnou Bouguerovu anomálii, v základní podob , která je definována vztahem:

gB(h, , ) = g– gn ( )+0,3086h–0,0419h +T(h, , ) – B [mGal] (2.1) kde - g je nam ená hodnota tíhového zrychlení (opravená o chod, a p epo tená na absolutní hodnotu); gn ( ) - tzv. normální pole, které je funkcí zem pisné ší ky; h - nadmo ská výška tíhového bodu; , - zem pisná ší ka a tzv. reduk ní hustota Bouguerovy zem pisná délka m i ského stanovišt ; desky; T (h, , ) - tzv. topokorekce, a B - je tzv. Bullard v len (pojmenovaná podle francouzského fyzika Pierre Bouguera , 1698 – 1758)

a) normální tíhové pole - gn ( ) charakterizuje tíhový ú inek hmotných objekt , které se nejvíce blíží tvaru Zem (nap . elipsoidu, geoidu, resp. sféroidu) a zohled uje již i zm ny, které jsou vyvolány rotací Zem (jejichž velikost je p ímo závislá na zem pisné ší ce analyzovaného tíhového bodu); za p edpokladu, že je nap . tvar Zem aproximován rota ním elipsoidem, a že z hmotnostního hlediska je tento objekt homogenním t lesem, lze tíhové zrychlení (resp. tíži) g vyjád it na povrchu takto zvoleného ideálního “normálního“ modelu zemského t lesa (jehož vn jší ohrani ení je totožné s nulovou nadmo skou výškou) ve form vztahu:

g = ge (1 +

sin2

+

1

sin2 2 )

(2.2)

kde g je normální tíže v bod P, jenž má zem pisnou ší ku ; ge je normální tíže na rovníku; a 1 jsou íselné koeficienty; jelikož ale vztah (2.2) umož uje definovat pouze ú inek tíhové zrychlení (resp. tíže) a ne hodnoty skute n nam ené tíže na fyzickém povrchu Zem , je vhodn jší ozna ovat hodnoty g symbolem gn. Pro upravený referen ní geodetický model Zem byl v roce1967 odvozen vztah (3), a následn , na XV. valném shromážd ní IUGG - v roce 1971, byla schválená i úprava ve form vztahu (4). Nov jší práce, zabývající se problematikou tvaru geoidu, s ohledem na jeho nov ur ené parametry (systém WGS 84), vyústily po roce 1971 v definování nového vztahu pro ur ení normální tíže, kdy vliv zm ny ú inku odst edivého zrychlení, v závislosti na zm n zem pisné ší ky , byl definován vztahem (5), který se výrazn ji liší od u nás doposud používaného vztahu Helmertova.

gn = 978 031, 85 (1+ 0,005 278 895. sin2 - 0, 000 023 462. sin4 2 ) gn = 978 031, 88 (1+ 0,005 302 4. sin2

2

(2.3) -2

- 0, 000 005 9. sin 2 ) cm s (2.4)

- 21 (218) -


gn84 = 978 032,677 137 + 5 163,074 975.sin2 6

0,123 445.sin

+ 0,000714. sin

8

+ 22,760 576.sin4 +

+ 0,000004. sin10

(2.5)

kde je zem pisná ší ka gravimetrického stanovišt v sou adnicovém systému WGS 84. Konstanty “geodetické referen ní soustavy“ jsou ale i nadále up es ovány a rozši ovány v závislosti na poznatcích, které p ináší nejenom prudký rozvoj kosmického výzkumu; po ode tení hodnot normálního pole, od hodnot tíhových zrychlení, které byly definovány pouze v jejich základní podob , je již ale nutné (vzhledem k tomu, že byl eliminován i vliv rotace Zem ) považovat takto získané hodnoty (pro každé m i ské stanovišt ) v generelu za anomálie gravita ního zrychlení. b) Fayovy redukce - aby bylo možné, p i využívání tíhových dat vzájemn korelovat tíhové hodnoty nam ené na zemském povrchu, s hodnotami normální tíže, je nutné aby se oba druhy tíhových dat vztahovaly ke stejné hladinové ploše zemské tíže; jelikož ale vypo tené hodnoty normální tíže jsou definovány na úrovni povrchu hustotn homogenních, geometricky jasn definovaných hmotných objekt (sféroid; elipsoid) a hodnoty tíže získáváme m ením na výškov prom nném povrchu Zem , je nutné p evést i m ená data na hladinovou plochu geoidu, od které se ur ují výšky zemského povrchu, tj. redukovat je na p íslušnou hladinovou plochu; transformaci tohoto druhu lze provést prost ednictvím zavedení tzv. Fayovy redukce (RF), kdy:

RF = - 3,080. h kde h

(2.6)

je nadmo ská výška p íslušného bodu;

pon vadž ale v rámci provád né transformace “p esouváme*“ teoretickou hodnotu normálního pole, z úrovn 0 m n.m. do bodu m ení P, o výšce h (kdy prost edím, ve kterém se p esun odehrává je volný vzduch - tj. jde o p esun ve volném vzduchu) bude její ú inek, vzhledem k tomu, že se vzdalujeme od st edu Zem klesat tak, že p i nár stu výšky o 1 m klesne hodnota normální tíže o 0,3086 mGal; podstatu tohoto transforma ního procesu lze lépe pochopit nap . z jeho matematické formulace, kdy:

g - (g n - 3,086 h ) = g - g n + 0,3086.h

(2.7)

kde g je anomálie tíhového zrychlení (jak již bylo uvedeno výše, definovaná pouze v jejich základní podob ); gn - hodnota normální pole, které je funkcí zem pisné ší ky, a hodnota -3,080. h - reprezentuje hodnotu reduk ní faktoru, v závislosti na zm n výšky o 1 m. Použije-li se p i výpo tu Fayovy anomálie pouze hodnota reduk ního faktoru ze vztahu (2.6), lze jí definovat vztahem: gF = g - g n + 3,086 h (2.8) - 22 (218) -

GEODYNAMIKA

p esn jšími úvahami lze pro reduk ní faktor odvodit vztah, kdy 2

RF = - 3,085 5 h - 0,002 19 cos2 h + 0,000 000 72 h ; kde h je nadmo ská výška bodu P, a

je jeho geocentrická ší ka.

S ohledem na sou asnou aplikaci eliptického tvaru Zem , ve smyslu systému WGS84, je hodnota korekce, p i redukci na volný vzduch, již zavád na dle vztahu: 2

[(0,308 780 – 0,000 439 sin ). H - (7,265 x 10-8 – 2,085 x10 a hodnota Fayova anomálie je pak definována vztahem:

gF = g ´- gn84 +[(0,308 780 – 0,000 439 sin2 ). H – -8 -10 (7,265 x 10 – 2,085 x10 sin2 ). H2]

-10

sin

2

2

). H ] ,

(2.9)

kdy g je nam ená hodnota tíže; H nadmo ská výška v metrech (v baltském

systému); gn84 hodnota normálního pole pro elipsoid definovaný v systému

WSG84, dle vztahu (2.5) a je zem pisná ší ka gravimetrického stanovišt v sou adnicovém systému WGS 84. V sou asnosti je nutné zavést do vztahu (2.9) také opravu za rozdíl, o který se p vodn zjišt ná tíže v Postupimi lišila od nov jších m ení, vzhledem k systému IGSN71. Proto je nutné vztah (2.9) upravit následovn :

gF = g´ - gn84 - 14,00 + 0,2 +[(0,308 780 – 0,000 439 sin2 ). H - (7,265 x 10-8 – -10 2 2 2,085 x10 sin ). H ] c) Bouguerova redukce - odstraní-li se z Fayeových anomálií i ú inek tzv. normálních hmot, které jsou rozloženy nad hladinou mo e (tj. - nad reduk ní hladinou 0 m n.m - obr. 2.5), lze získat tzv. Bouguerovy anomálie. V p ípad , kdy je z Fayeových anomálií odpo ítán gravita ní ú inek veškerých topografických hmot rozložených nad hladinou mo e, lze získat úplné Bouguerovy anomálie. Jestliže je ale odpo ítán pouze gravita ní ú inek tzv. Bouguerovy desky - obr. 2.5, získáme Bouguerovy anomálie bez terénní korekce. Odstran ní ú inku tzv. normálních hmot lze provést prost ednictvím zavedení tzv. Bouguerovy redukce. Ú inek Bouguerovy desky je definován vztahem:

2 f h = 0,419 h kde

b

(2.10)

hustota Bouguerovy desky - reduk ní hustota

- 23 (218) -


Obr. 2.5 Bouguerova deska.

d) Redukce na nerovnosti topografického reliéfu - topografická korekce Odstraníme-li z Bouguerových anomálií bez terénní korekce i ostatních výše uvád né nežádoucí vlivy, získáme tzv. úplné Bouguerovy anomálie. Nežádoucí ú inky tohoto druhu odstra ujeme prost ednictvím zavedení korekcí na nerovnost terénu - tj. terénních korekcí T. V zásad jde o výpo et vertikálních složek p itažlivosti hmot topografických nerovností, které jsou rozloženy v okolí m i ských stanoviš . Výpo et terénních korekcí je pracný a p i jejich zavád ní nesmíme zapomenout ani na to, že terénní korekci je nutné vždy k hodnotám Bouguerových anomálií bez terénní korekce p iítat - tj. , že tato korekce bude vždy kladná. V obecné form lze terénní korekci vyjád it vztahem:

T=f

cos (n, r ) r2

(r ) d

(2.11)

kde je objem hmot mezi zemským povrchem a ekvipotenciální plochou, která prochází bodem B - obr.6, n je sm r vn jší normály k ekvipotenciální ploše jenž prochází bodem B, r je vzdálenost elementu d od bodu B, a (r) ur uje prostorové rozložení hustot. Obor je v praktické geofyzice omezován tím, že se výpo et provádí pouze do vzdálenosti R od výpo etního bodu. V R byla již i d íve zvolena velikost R = 166,7 km a hustota je považována za konstantní. Pon vadž v tomto p ípad již ale nelze Zemi považovat za rovinnou, je nutné místo Bouguerovy desky uvažovat o aplikaci vrstvy ve form kulového vrchlíku, který má vrchol v m eném bod . Ú inek takové vrstvy se liší od ú inku nekone né Bouguerovy desky o korek ní - Bullard v len B(h, ), který je funkcí nadmo ské výšky h uvažovaného bodu, a hustoty kulového vrchlíku obr. 2.6. Pro hodnotu hustoty = 2,67 gcm získat prost ednictvím ešení vztahu:

-3

lze hodnotu Bullardovy korekce

B = 0,001 464 71.H – 3,534. 10–7. H 2

(2.12),

kde H je nadmo ská výška m eného bodu (v metrech), v baltském systému.

- 24 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.6. Schéma indikující vliv topografických hmot na m ený bod (upraveno, dle Jung 1961). Vysv tlivky: P - m i ské stanovišt ; r - rádius okolí m i ského stanovišt ; R - polom r Zem ; d - vzdálenost mezi povrchem Bouguerovy desky a sférickým povrchem; + - , znaménka hodnot tíhového efektu hmot, jenž jsou rozloženy ve vyzna ených oblastech; h - mocnost Bouguerovy desky.

Za ú elem usnadn ní výpo tu terénních korekcí byla vypracována ada výpoetních postup . Podrobn jší seznámení s jejich výpo tem je uvedeno nap . ve skriptech - Gravimetrie. Ozna íme-li pak terénní korekci vztahem g t T, kde T= T1 + T2 + T3 , lze úplnou Bouguerovu anomálii definovat vztahem:

g = g´ - g n + ( 3,086 - 0,419 ) h + g t – B

-2

( m s ) (2.13)

e) Izostáze - termín “izostáze“ zavedl do literatury již v roce 1889 C.E. Dutto pro p ípad, kdy je zemská k ra od ur ité hloubky výše ve stavu hydrostatické rovnováhy, i když je dnes n kdy tento pojmem aplikován i v p ípadech, kdy v ur itém areálu zemského t lesa, byly indikovány pouze poznatky o ur ité snaze zemské k ry po dosažení takového stavu. Nejbližší hladinová plocha k povrchu Zem , na které je stav hydrostatické rovnováhy dosažen, bývá ozna ována jako plocha izostatické kompenzace - resp. jako izostatická plocha. Na reálnou možnost existence proces tohoto druhu upozornili v polovin minulého století jak J. H. Pratt, tak G. B. Airy, když vyhodnotili výsledky jejich m ení tížnice v Indii, v blízkosti Himalájského poho í a zjistili, že odchylky m ení svislice jsou menší, než odchylky získané výpo tem. A práv velký rozdíl mezi nam enými a vypo tenými hodnotami je p ivedl na myšlenku, že “nadbytek materiálu nad hladinou mo e, by m l být kompenzován jeho nedostatkem ve stavb hlubších ástí zemské k ry“. V souvislosti s tím, pak každý z nich již v roce 1855 vypracoval a publikoval vlastní variantu izostatické teorie. V obou p ípadech m ly jejich práce nejenom reáln objasnit podstatu celého procesu, ale definovat i korekce na kompenzaci p íslušných topografických hmot. Ob izostatické teorie - obr. 2.8. a 2.9., byly následn r znými autory upravovány, resp. byly vytvo eny zcela nové teorie, týkající se regionální kompenzace hmot.

- 25 (218) -


Schematické znázorn ní vztahu hladinových ploch a tížnic k nim, je patrné nap . z obr. 2.7. Ekvipotenciální plochy jak již víme, jsou hladinovými plochami a udávají horizontální rovinu kolmou na vertikální sm r; áry, které protínají ekvipotenciální plochy kolmo, jsou nazývány tížnicemi.

Obr. 2.7. Schematické znázorn ní hladinových ploch a tížnic. (kdy se výška bodu hi nad hladinou mo e m í od geoidu, podél zak ivených tížnic)

V pozd jších letech skute n gravimetrická m ení prokázala, že topografické hmoty jsou alespo áste n kompenzovány v hlubokých ástech zemské k ry. V prostoru oceán nebyly totiž zjišt ny žádné významné záporné anomálie, které by odpovídaly velkým nedostatk m hmoty (v d sledku nízkého hustotního parametru tohoto média), což jednozna n dovolovalo init záv r, že “nedostatek hmoty (indikovaný v oceánech) je kompenzován p ebytkem hmoty v hlubších ástech zemského t lesa“. Naproti tomu záporné anomálie, zjišt né v prostoru horských masiv , dovolovaly init záv r o nedostatku hmoty pod nimi. Pokud jde o definici izostatické korekce na kompenzaci topografických hmot a o její výpo et, lze vycházet nap . ze vztahu (2.14). P i existenci hydrostatické rovnováhy by m la pro každý hranol platit podmínka:

Gi(P) =

rh

g dr = konst.

(2.14)

r1 kdy r1 a rh jsou odpovídající si vzdálenosti od st edu Zem po plochu izostatické kompenzace a po povrch Zem ; je hustota hranolu, a g je tíže. Vzhledem k tomu, že g se m ní s výškou jen nepatn , lze podmínku rovnováhy definovat také následovn

Gi (P) =

rh

dr = konst . ,

(2.14a)

r1 - 26 (218) -

GEODYNAMIKA

tj. každý hranol má nad kompenza ní plochou stejnou hmotnost. V p ípad že použijeme vztah:

g = g´ - g n - ( 3,086 - 0,838 ) h lze korekci na kompenzaci topografických hmot – tj. izostatickou korekci definovat následovn :

Gi(P) = G

i cos ψ

τ1

u2

dτ

(2.15a)

kde i je anomální hustota kompenza ních hmot; i je celkový kompenza ní objem hmot; u je radiusvektor od bodu P, k prom nnému hmotnému elementu dmi = i d , a je úhel mezi radiusvektorem u, a vertikálou v bod P. P i praktickém výpo tu izostatických korekcí se zemský povrch lení na zóny a sektory (Hayfordovo d lení). Celková korekce se získává jako souet díl ích korekcí Gi, vypo tených pro jednotlivé sektory. Výpo et je podobný jako u terénní korekce. Pro jejich snazší výpo et byly rovn ž vypracovány pomocné tabulky, resp. mapy korekcí. Izostatické anomálie se po ítají tak, že k úplným Bouguerovým anomáliím se p i te izostatická korekci Gi .

f) Izostatické redukce a izostatické anomálie Prattova izostatická teorie Tato hypotéza - obr. 2.8 p edpokládá, že spodní hranice zemské k ry leží v konstantní hloubce, a že podmínka izostatické rovnováhy [s ohledem na vztah (2.14a)] je k (h

+ T) =

m (T

- P) + 1,03 P = konst.

(2.16)

kde h je výška nad hladinou mo e, T je hloubka plochy izostatické kompenzace, P hloubka mo e, k a m jsou hustoty kontinentálního a podmo ského bloku zemské k ry. Prattovu izostatickou teorii následn zjednodušil J.F. Hayford tím, že se konstantní hloubka spodního okraje zemské k ry neode ítá od hladiny mo e, ale od zemského povrchu (nebo ode dna oceán ). Tato teorie je známá jako Pratt v - Hayford v systém.

2.3.7

Airyho izostatická teorie

V Airyho hypotéze (obr. 2.9) je in n p edpoklad, že r zné bloky zemské k ry plavou na t žším substrátu a jsou do n j pono eny tím více, ím výše vystupuje jejich svrchní ást nad hladinu mo e. Pro zemskou k ru byl -3 zvolen konstantní hustotní parametr c = 2,67 gcm , pro hustotu substrátu -3

s= 3,27 gcm , tj. rozdíl mezi nimi iní

s-

-3

c = 0,6 gcm

- 27 (218) -

.


Ve smyslu Archimédova zákona pak pono ená ást bloku vytla í takové množství hmoty substrátu, které se rovná hmot celého bloku. Nadbytek hmoty pono ujícího se bloku, který se nachází nad hladinou mo e c h , se kompenzuje tím, že pod normální hloubkou (mocností) zemské k ry T (pro h = 0) leží vrstva o mocnosti t, které hustota je rovn ž = 2,67 gcm-3 -3 a ne 3,27 gcm . V souvislosti s tím potom platí:

( s – c) t = = c h , resp.

t=

2,67 h = 4, 45 h 0,6

(2.17)

Kompenzující defekt hustoty pak leží mezi hloubkami T a T+ 4,45 h. Kompenzace pod dnem oceánu se dosahuje tím, že ve vrstv o mocnosti t´ je k ra vypln na hmotou substrátu - obr. 2.9. Jelikož hloubka mo e je P, bude úbytek hmoty (2,67 – 1,03) P kompenzován p ebytkem hmoty ( s – c) t´. Z toho plyne, že

( s – c) t´ = 1,64 P, tj.

t´= 2,73 P

(2.18)

Obr. 2.8. Schematické znázorn ní koncepce izostatické kompenzace dle teorie J.H.Pratta. Vysv tlivky: h – výška nad hladinou mo e; T – hloubka plochy izostatické kompenzace; P - hloubka mo e; (0) = hustota mo ské vody byla p edpokládána o hodnot = 1,03 gcm-3; (1) = n hustota normálního bloku p i h = 0, jenž se rovná = 2,67 gcm-3; (2) = < n ; (3) = k hustota kontinentálního bloku, kdy k < m a (4) = m hustota podmo ského bloku zemské k ry, kdy m > n.

Kompenzace úbytku hmot v prost edí oceánu, se tak docílí pomocí vrstvy o -3 p ebytku hmot = 0,6 gcm , která leží mezi hloubkami T – 2,73 P a T. - 28 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.9. Schematické znázorn ní koncepce izostatické kompenzace v pojetí G.B.Airyho. Vysv tlivky k obr. 2.10: T – normální mocnost zemské k ry; t

– mocnost vrstvy, která leží pod k rou o normální mocnosti a jejíž hustota je rovn ž = 2,67 gcm-3; P – hloubka mo e; t´ - mocnost kompenza ní = vrstvy o = ( s – c) = 0,6 gcm-3; c – hustota zemské k ry o hodnot -3 -3 2,67 gcm ; s - hustota substrátu o = 3,27 gcm Izostatická anomálie pro Airyho systém se ur í tak, že:

• od m ených hodnot tíže se ode te vertikální složka tíže všech hmot rozložených nad hladinou mo e a p i te se k nim deficit hmot, který je zp soben menší hustotou mo ské vody (jde vlastn o úplnou topografickou korekci); • se k m eným hodnotám tíže p idá tíhový ú inek vn jších hmot, které jsou rovnom rn rozloženy mezi hladinou mo e a plochou izostatické kompenzace (jde vlastn o korekci na kompenzaci gk); Izostatická anomálie pro Airyho systém je pak definována vztahem:

gi = [g´ + (3,086 – 0,418 ) h] + gk - gn

(2.19)

Airy - Heiskanen v systém Systém je v plné shod s Airyho izostatickou hypotézou. Liší se pouze tím, že Heiskanen sestavil tabulky oprav za p edpokladu, že:

• hustota zemské k ry je

0

= 2,67 gcm-3 ;

• hustota svrchního plášt

s

= 3,27 gcm-3;

• hustota mo ské vody

v´=

1,03 gcm-3, a

- 29 (218) -


• kompenza ní hloubky jsou H0 = 20, 30, 40 a 60 km. Uvád né izostatické teorie ve skute nosti ale p edpokládají pouze lokální izostatickou kompenzaci, kdy se kompenza ní hmoty nachází p ímo pod kompenzovanými topografickými hmotami a neberou v úvahu skute nost, že

• zemská k ra má ur itou pružnost, a • platnost zákona o rovnosti hmot nem že být p edpokládána pouze pro libovoln malou zvolenou plochu.

Venning-Meineszova regionální kompenza ní teorie Problematiku, kdy se zemská k ra chová jako pružná deska, která se prohýbá pod váhou topografických hmot a kdy se kompenzace realizuje jak ve vertikálním,tak v horizontálním sm ru, zohled uje až Venning-Meineszova regionální kompenza ní teorie - obr. 2.10.

Obr. 2.10. Rozdíl v pr b hu rozhraní zemské k ry a svrchního plášt v p ípad Venning-Meineszovi regionální kompenza ní teorie a ve smyslu Airy-Heiskanenova systému. Vysv tlivky: P je bod na zemském povrchu; P0 odpovídající bod na hladin mo e; Pi odpovídající bod na kompenza ní ploše; (Pi´ )VM odpovídající bod na rozhraní zemské k ry a svrchního plášt , kdy pr b h tohoto rozhraní probíhá ve smyslu Venning-Meineszovi regionální kompenza ní teorie; (Pi´)AH , odpovídající bod na rozhraní zemské k ry a svrchního plášt , kdy pr b h tohoto rozhraní probíhá ve smyslu Airy Heiskanenova systému; h výška bloku nad úrovní mo e; H0 kompenza ní hloubka. Pro praktickou aplikaci v oblasti geologie se tém nikdy nevyužívají p ímo nam ené hodnoty tíhového zrychlení, ale jak již bylo uvedeno výše pracujeme p edevším s Bouguerovými anomáliemi, nebo nám na jedné stran

- 30 (218) -

GEODYNAMIKA

umož ují odstranit (resp. ve zna né mí e potla it) vliv p evážné ásti nežádoucích tíhových ú ink a na druhé stran vy lenit projevy, jejichž ú inky bývají n kdy v primárním tíhovém poli zna n zastín ny, resp. r zným zp sobem deformovány.

Hustotn anomálních struktury, které mohou mít p ímý, resp. nep ímý vztah k ešené problematice, jsou následn vyhodnocovány - interpretovanány, p i aplikaci vhodných kvalitativních a kvantitativních postup . P íkladem tohoto druhu zpracování tíhových dat m že být nap . níže uvedená mapa úplných Bouguerových anomálií, s korekcemi na okolní nežádoucí vlivy, získaná p i archeologickém vyhledávacím pr zkumu nezasypané hrobky v sakrálním objektu (v kostele sv. Václava v Tova ov - okr. P erov – obr. 2.11). V tomto p ípad bylo tíhové m ení provedeno s krokem m i ské sít 1m, a ná-2 sledn 2m. St ední chyba v m ené tíži dosahovala hodnotu ms = ± 0,13 .ms a mapa úplných Bouguerových izanomál byla konstruována s krokem po 0,2 -2 .ms .

Obr. 2.11. Mapa úplných Bouguerových anomálií s korekcemi na nežádoucí okolní zdivo a známé hrobky v kostele sv. Václava, s vyzna ením indikovaných a následn ov ených objekt (Šutora, A., Novotný A., 1979).

- 31 (218) -


2.4

Geomagnetika

Již v dávné minulosti bylo známo, že voln pohyblivá železná magnetka zaujme vždy stejnou polohu v i sv tovým stranám. Z tohoto hlediska lze snad i geomagnetiku adit k nejstarším geofyzikálním metodám. Magnetické pole Zem se za alo nejd íve využívat pro navigaci a teprve mnohem pozd ji i v hornictví. První využití magnetických m ení v hornictví pomocí kompasu je známé cca z XVI století ze Švédska. První geofyzikální manuskript “Výzkum ložisek železných rud pomocí magnetických m ení“ v noval této problematice již v r. 1879 Thalen. O n co pozd ji byl pro tyto ú ely vyvinut i tzv. Thalen-Tiberg v magnetometr. Od té doby, až po sou asnost, došlo ale k obrovským zm nám nejenom v oblasti vlastního p ístrojového vybavení, ale i v oblasti zpracovatelské a interpreta ní technologie. V pr b hu doby bylo rovn ž prokázáno, že p í inou výše diskutovaného jevu je orientace globálního stacionárního geomagnetického pole, jehož projev lze indikovat nejenom na zemském povrchu, ale do ur ité vzdálenosti i mimo n j. Významn jší pozornost a specifické pojednání zemskému magnetickému poli v noval nap . i sir William Gilbert, který ve svém pojednání poukázal na skute nost, že p í inou toho, že st elka kompasu sm uje k zemskému magnetickému pólu je p edevším to, že se sama Zem chová jako velký magnet. Navíc poukázal i na skute nost, že zemské magnetické pole je p ibližn ekvivalentní poli, jaké by vyvolal velký ty ový magnet, umíst ný ve st edu zemského t lesa, s osou orientovanou p ibližn ve sm ru osy rotace zemské t lesa - obr. 2.12. P ibližn v první polovin osmnáctého století jeho záv ry podpo il i Karl Frederick Gauss, který navíc poukázal na skute nost, že hlavní ást magnetického pole, indikovaného na povrchu Zem , by nem la být vyvolána externími zdroji, ale spíše zdroji které mají sv j p vod uvnit zemského t lesa. Geofyzikální práce, zam ené na pr zkum zemského magnetického pole, pat í tedy mezi nejstarší aplikované m i ské geofyzikální techniky, které i v sou asnosti poskytují velice cenné informace nejenom pro studium sou asného stavu zemského geomagnetického pole. Klasickou oblastí jejich využití je již tradi n oblast vyhledávání ložisek železných rud. V rámci ešení úkol z oblasti regionální geologie se uplat ují i p i ešení strukturn - tektonické stavby podložních útvar v oblasti naftových pánví. Cenné poznatky poskytují p i jejich využití v rámci ešení ady úloh z oblasti detailn jšího geologického mapování. Velice asto se tato metoda také uplat uje p i ešení úloh z oblasti živnostního prost edí, zejména pokud jde nap . o problematiku kontaminace p dy t žkými kovy, apod.

Zemské magnetické pole Za ú elem vysv tlení p í inných jev , které souvisí nejenom s existencí zemského magnetického pole, bylo doposud vypracováno zna né množství studií (nap . viz kap. 6-3 in Jacobs, J.A., Russell, R.D., Wilson, Tuzo J. 1959; resp. Sheriff, R.E. - 1989 apod.), které zdánliv uspokojivým zp sobem umož ují vysv tlit jevy, které souvisí s jeho existencí. S ur itostí ale ani dopo-

- 32 (218) -

GEODYNAMIKA

sud nelze potvrdit naprostou reálnost n které z nich. Dokonce i sám A. Einstein považoval p vod magnetického pole za jednou z nejv tších záhad fyziky. Jak je patrné nap . z obr. 2.12, silo áry zemského magnetického pole vystupují nad zemský povrch na jižním magnetickém pólu a naopak, sm rem pod zemský povrch sestupují na severním magnetickém pólu. Místa, na kterých je sm r silo ar kolmý na zemský povrch jsou ozna ována jako zemské magnetické póly. Jejich spojnice je považována za zemskou magnetickou osu, která je ale 0 od osy zemské rotace odchýlena cca o 11,5 . Pr m rná hodnota zemského magnetického pole (za ur itou asovou epochu) bývá ozna ována jako permanentní pole a jeho asové zm ny vztažené na ur itou periodu se nazývají variacemi. Magnetické pole Zem je charakterizováno vektorem magnetické indukce B. Intenzitu zemského magnetického pole (dále jen ZMP), v jednotlivých bodech zemského povrchu, reprezentuje totální vektor T (obr. 2.13), který má vždy ur itou amplitudu a orientaci. V pravoúhlém sou adnicovém systému (kdy rovina xy je te ná k zemskému povrchu a osa z je k n mu kolmá), jej lze rozložit na díl í složku H rovnob žnou s povrchem a složku Z, která je kolmá na zemský povrch - obr. 2.13. Osa x je p itom orientovaná ve sm ru geografického poledníku (s kladným sm rem na sever), osa z má vertikální sm r (s kladný sm rem dol ) a osa y je orientována ve sm ru rovnob žky (s kladným sm rem na východ). Složka H sm uje vždy k magnetickému severu a je pr m tem vektoru T do horizontální roviny, pro ež bývá ozna ována jako jeho horizontální složka. Její hodnota je maximální na magnetickém rovníku a nulová na pólech. Na rozdíl od ní je složka Z nejv tší na pólech a nulová na magnetickém rovníku.

Obr. 2.12. Pr b h silo ar zemského magnetického pole. Pr m t vektoru T na osu x se nazývá jeho severní složkou, pr m t do osy y je považován za jeho východní složku a pr m t do osy z je jeho - již diskutova-

- 33 (218) -


nou složkou Z. Lokální orientaci totálního vektoru ur uje jak velikost úhlu I (inklinace) a úhlu D (deklinace). Vertikální rovina, ve které leží vektor T a jeho složky H i Z, je považována za rovinu magnetického poledníku a uhel, který svírá tato rovina s rovinou geografického poledníku - obr.13, se nazývá magnetická deklinace (D). Podle toho na kterou stranu se magnetický poledník odchyluje od geografického poledníku, bývá ozna ována jako západní, nebo východní. Uhel, který svírá vektor T s rovinou xy (která je te ná k zemskému povrchu) se nazývá inklinací (I).

Obr. 2.13. Složky intenzity zemského geomagnetického pole.

Orienta ní údaje o velikostech jednotlivých diskutovaných element zemského magnetického pole jsou uvedeny tabulce 1: Tabulka 1:

Element

Z H T D I

P ibližná velikost v T na pólech na rovníku v R 60 - 70 0 43 0 30 -40 20 60 - 70 30 - 40 47 neur itá +10˚ až -20˚ 0˚ ± 90˚ 0˚ +65˚

Nejreáln jší p edstavu o skute ném rozložení jednotlivých element zemského magnetického pole poskytují mapy, které jsou sestrojovány na základ p ímých m ení. M ené geomagnetické pole však bývá velice složité, nebo hlavní zemské (tzv. dipólové magnetické pole) je ovlivn no jak kontinentálními anomáliemi, které se rozkládají na velkých plochách zemského t lesa, tak regionálními anomáliemi a anomáliemi menších rozm r , které jsou vyvolány - 34 (218) -

GEODYNAMIKA

akumulacemi r zný druh magnetických i nemagnetických druh hornin, které se nachází v r zných menších hloubkách (p edevším ve svrchních ástech zemské k ry). St ední rozm r kontinentálních anomálií se pohybuje kolem 7 000 km. V sou asnosti k nim náleží zejména kladná asijská, antarktická a americká, stejn jako záporná australská, africká a islandská. Na základ n kterých interpreta ních poznatk je jejich zdrojová oblast situována do hloubky kolem 3000 km, tj. p ibližn na úrove povrchu zemského jádra. Rozm r regionálních anomálií se pohybuje od desítek do stovek kilometr a jejich zdrojová oblast je azena do úrovn zemské k ry. Amplitudy t chto anomálií se pohybují v mezích od 7 000 do 17 000 nT. Na základ m ení diskutovaného druhu bývají následn , pomocí metod tzv. postupného vyhlazování, konstruovány i mapy isolinií, ve kterých jsou již vlivy požadovaných druh anomalit (lokálních, nebo regionálních) odstran ny. Izolinie T, Z, H, X, Y se nazývají isodynami; izolinie deklinací - izogonami a izolinie inklinací (I) - isoklinami. Jednotlivé magnetické mapy jsou vždy vztaženy k ur itému asovému okamžiku - tj. k ur ité epoše (kterou bývá nap . st ed, nebo konec ur itého roku), nebo jednotlivé elementy zemského magnetického pole se v pr b hu asu r znou m rou m ní.

2.4.1

Zm ny zemského magnetického pole

Skute nost, že se hodnoty zemského magnetického pole (tj. i jeho jednotlivých složek) v d sledku r zných p í in m ní je známá již po více staletí. V n kterých p ípadech tyto zm ny (variace) vykazují ur itou zákonitost, jindy mají zcela neuspo ádaný charakter. Vzhledem k tomu, že ale tém p i každém zpracování m ením získaných geomagnetických dat je pot ebné z nich odstranit veškeré nežádoucí ú inky, je pr b h zemského magnetického pole neustále monitorován. Mezi p ístroje, které jsou k t mto ú el m používány, náleží r zné druhy variometr , magnetometr , resp. varia ních p ístroj . Získané záznamy jsou známé jako magnetogramy. Pokud jde o variace, jde o generelu a to: a) b) c) d)

krátkodobé pravidelné variace; sekulární variace; magnetické bou ky, a vliv slune ní innosti a jeho polohy vzhledem k Zemi.

Krátkodobé pravidelné variace Za nejd ležit jší z nich, jsou považovány denní variace s periodou slune ního dne, které jsou d sledkem magnetického efektu systému elektrických proud v ionosfé e, jenž vznikají jako d sledek slapové innosti ionosféry. V jednotlivých složkách magnetického pole X, Y, Z vyvolávají zm ny ádov v desítkách nT. Pokud jde o jejich vliv na deklinaci (D), zp sobují zm ny ádov v prvních desítkách minut. Charakter jejich pr b hu je závislý nejenom na zem pisné ší ce lokality, ale áste n i na ro ním období. Jejich pr b h a intenzitu ovliv ují i ú inky krát- 35 (218) -


kodobých jev , které jsou vesm s p ímým, nebo nep ímým d sledkem slune ní aktivity. Doba jejich p sobení bývá r zná a m ní se od n kolika zlomk sekund do desítek minut. Stejn tak se m ní i jejich amplitudy, od zlomk nT do desítek nT.

Sekulární variace V generelu se jedná o dlouhodobé zm ny jednotlivých složek zemského magnetického pole. Z dlouhodobého porovnávání jejich st edních ro ních hodnot je z ejmé, že se m ní systematicky, a že vykazují zm ny jak v ase, tak v rychlosti. I tento druh zm n je neustále sledován celosv tovou sítí geomagnetických observato í. Tyto zm ny jsou svazovány s procesy probíhajícími uvnit zemského t lesa a jejich perioda je odhadována p ibližn na n kolik staletí (cca 500 let).Na existenci t chto zm n, kdy se hodnoty geomagnetické pole m ní systematicky na stejném míst , poukázal již v r. 1635 H. Gellibrand v souvislosti s m ením deklinace v Londýn a s porovnáním získané hodnoty s hodnotami z let 1580, 1622, 1634. Z ukázky indikovaných zm n element D a I na observato ích v Pa íži a Londýn je také patrné, že sm r magnetického vektoru opsal doposud tém úplný pláš kuželu, a že doba úplného ob hu je opravdu n co kolem 500 let. Sekulární variace složek zemského magnetického pole lze pozorovat p ímo teprve od roku 1840, kdy K.F. Gauss zavedl metodu m ení horizontální složky.

Obr. 2.14. Ukázka sekulární zm ny magnetické deklinace a inklinace v Londýn a Pa íži. (upraveno dle práce F.D. Stancey - 1969) V d sledku p sobení sekulárních variací je neustále nutné obnovovat geomagnetické mapy, které mají platnost vždy pouze pro ur itou epochu. Standardní referen ní modely bývají vyhotovovány cca po p ti letech.

Magnetické bou ky

- 36 (218) -

GEODYNAMIKA

Jejich p í inou bývá mimo ádn aktivní slune ní innost a jejich aktivita postihuje celý povrch naší planety sou asn . Jejich výskyt je nepravidelný, a jako takové vyvolávají nepravidelné variace o intenzit i n kolika stovek nT.

Vliv slune ní innosti Tento druh innosti je bezprost edn svázán s p sobením ástic slune ního v tru, které soustavn vystupují ze slune ního povrchu do okolního prost edí. Jde o elektricky nabité ástice (ionty), které jsou zachycovány zemským magnetickým polem a následn se pohybují podél jeho silo ar. V d sledku proces tohoto druhu pak v blízkosti pólu dochází ke zhuš ování silo ar a v n kterých p ípadech i ke vzniku polárních zá í.

Magnetické vlastnosti hornin Vzhledem k tomu, že lokální anomálie zemského magnetického pole (které jsou ovlivn ny i r znými zm nami v magnetizaci horninových celk ) jsou p edm tem zájmové innosti nejenom v užité magnetometrii, je velice d ležitá i znalost magnetických vlastností hornin, nebo ur itá ást magnetických ú ink , indikovaných v rámci m ení zemského magnetického pole, má p ímý vztah i k ú ink m hornin, které jsou zastoupeny na stavb zemské k ry. Magnetismus tohoto druhu vyvolává totiž také odchylky - anomálie od normálního pr b hu zemského magnetického pole, p i emž v n kterých p ípadech mohou tyto “lokální“ magnetické anomálie, zejména v prostoru významných ložiskových oblastí (jako nap . v oblasti Kurska, resp. Kiruny) dosahovat hodnot až n kolika nT. Magnetizace je totiž vektorová veli ina, která charakterizuje schopnost nejenom hornin a horninových celk vytvá et si ve vn jším magnetickém poli sekundární magnetické pole. Jako taková je vyvolána jak magnetizací stávajícím magnetickým polem, tak i p irozenou remanentní magnetizací, která p edstavuje ur itý druh permanentní magnetizace, která je nezávislá od souasného zemského pole. P irozená remanentní magnetizace je totiž parametrem, kterého povaha je velice složitá, nebo byl dlouhodob (od období vzniku horniny, až po sou asnost) formován zna ným množstvím fyzikálních a chemických faktor . Je totiž parametrem, který je závislý p edevším od termální, mechanické a magnetické historie horniny. S ohledem na uvedené skute nosti mohou hodnoty tohoto parametru (v n kterých p ípadech) dokonce i mnohokrát v tší, než hodnoty indukované magnetizace. Celková magnetizace horniny je tedy vektorovým sou tem indukované magnetizace Mi a p irozené magnetizace Mn, kdy koeficient

Q=

Mn M i

udává, kolikrát v tším podílem p ispívá vektor Mn k celkové magnetizaci. Magnetismus hornin má sv j p vod zejména ve feromagnetických nerostech, které hornina obsahuje.

Magnetická susceptibilita a indukovaná magnetizace - 37 (218) -


Magnetická susceptibilita χ je závislá na druhu a množství magneticky aktivních minerál v hornin , od velikosti zrn, jejich rozptýlení v hornin , i na n kterých dalších faktorech. Mezi nejvýznamn jší magneticky aktivní minerály lze adit významn magnetické oxidy - tj. magnetit Fe3O4, maghemit (γ Fe2O3), stejn jako pevné roztoky magnetitu s ulvospinelem (Fe2TiO4), dále slab ji magnetické minerály hematitové ady (jako nap . α Fe2O3 a sulfidické minerály, nap . triolit (FeS) a pyrit (FeS2).Vzhledem k tomu, že nejenom zastoupení magnetických minerál bývá u stejného druhu horniny na r zných lokalitách velice variabilní, ale že i hodnota susceptibility m že být ovlivn na jinými druhy proces (viz nap . tab. 2, obr.15) neuvádíme zde žádný p ehled hodnot susceptibilit, ani u n kterých základních horninových typ . Lze jen podotknout, že významn jší magnetické vlastnosti vykazují p edevším vulkanické horniny, hlubinné vyv eliny a metamorfity, a že pom rn velice málo magneticky aktivních minerál bývá obsaženo v nap . ve vápencích a dolomitech. Poznatky o vztazích mezi hustotami a susceptibilitami, prezentujeme p edevším pouze jako názorný p íklad toho, že i jiný druh p írodních proces (jako je nap . stupe serpentinizace horniny) m že být významným faktorem, který dokáže významným zp sobem ovlivnit nejenom hodnoty magnetické susceptibility a hustotních parametr horniny, ale že v n kterých p ípadech, nap . p i nezvážení i této možnosti, lze pak dosp t v rámci interpreta ního procesu ke zcela nesprávným interpreta ním záv r m. Tabulka 2: P íklad vztahu mezi hustotními parametry, porózitou a susceptibilitami Vrt a hloubkový interval (v metrech)

Hustota

Porosita

KAPA

(kg.dm-3)

(%)

(10-6 SI)

Horninový typ

Senné – 8 3432-3436 vzorek . 10

2.587 - 2.695

4.0

357

serpentinizovaný peridotit

vzorek . 10a

2.559 - 2.673

4.2

404

serpentinizovaný peridotit

vzorek . l0b

2.499 - 2.662

6.2

501

chloritický fylit

vzorek .11a

2.835 - 2.866

1.1

64 018

vzorek . 11b

2.596 - 2.676

2.9

127 167 serpentinizovaný peridotit

Zbudza-1 2803-2808 serpentinizovaný peridotit

Pokud se jedná o indukovanou magnetizaci, lze dle všeobecné klasifikace rozd lit horniny (stejn jako minerály) podle magnetických vlastností na: diamagnetické, paramagnetické a feromagnetické. U diamagnetických látek je magnetická susceptibilita záporná, v d sledku ehož v nich intenzita indukova-

- 38 (218) -

GEODYNAMIKA

ného pole p sobí v obráceném sm ru, než intenzita primárního pole. U paramagnetických látek intenzita indukovaného pole p sobí ve stejném sm ru, jako intenzita primárního pole, pro ež tyto látky vykazují ur itý magnetický moment, i bez p ítomnosti primárního pole. Feromagnetické látky mají kladnou a vysokou magnetickou susceptibilitu, intenzita indukovaného pole p sobí ve stejném sm ru, jako intenzita primárního pole a výrazn ji ho zesiluje. Látky tohoto druhu velice asto vykazují zna ný magnetický moment i bez p ítomnosti primárního pole.

Tabulka 3: Vztah mezi hustotními parametry, porózitou a susceptibilitami na vrtu Komárovce -1 (ukon eno v r. 1966) Vrt a hloubkový interval (v metrech)

D0

Dm

(kg.dm-3) (g.cm-3)

Porosita

KAPA

(%)

(10-6 SI)

983.0

2.699

2.706

0.2

2 609

1095.5

a 2.636

2.641

0.2

1 673

b 2.627

2.634

0.3

2 759

a 2.395

2.581

7.2

20 746

b 2.533

2.567

1.3

20 710

a 2.643

2.648

0.2

11 259

b 2.607

2.615

0.3

11 493

a 2.572

2.578

0.3

13 547

b 2.561

2.569

0.3

13 285

1304.2

2.556

2.592

1.4

11 693

1320.5

a 2.601

2.609

0.3

16 781

b 2.605

2.615

0.4

12 412

1350.0

2.699

2.710

0.4

5 251

1488.0

a 2.730

2.737

0.3

9 152

b 2.717

2.725

0.3

10 699

1500.0

2.731

2.736

0.2

11 133

1528.0

a 2.506

2.551

1.7

17 114

b 2.505

2.547

1.7

18 007

2.717

2.803

3.1

2 026

1155.5 1194.0 1198.0

hloubka neznámá

- 39 (218) -


Obr. 2.15. P íklad vztahu mezi hustotními parametry (D0) a susceptibilitami ( ) ur ený na základ vzork z vrt Komárovce-1, Senné-8 a Zbudza-1. Vysv tlivky: ísla uvedená u ozna ení jednotlivých vzork reprezentují hloubky, z jakých byly vzorky odebrány – tab. 3; v generelu lze konstatovat, že p i zvýšení serpentinizace dochází ke zvýšení susceptibility, což je doprovázeno snížením hodnot hustotního parametru.

P irozená remanentní magnetizace Je parametrem, jehož povaha je velice složitá, nebo byl dlouhodob (od období vzniku horniny, až po sou asnost) formován zna ným množstvím fyzikálních a chemických faktor . Je totiž závislý p edevším od termální, mechanické a magnetické historie horniny. S ohledem na uvedené skute nosti mohou být jeho hodnoty v n kterých p ípadech dokonce i mnohokrát v tší, než hodnoty indukované magnetizace.

Celková magnetizace horniny je pak, jak již bylo uvedeno výše, vektorovým sou tem indukované magnetizace Mi a p irozené magnetizace Mn, kdy koeficient Q, jak již bylo uvedeno výše, udává kolikrát v tším podílem k celkové magnetizaci p ispívá vektor Mn. Magnetické efekty nejenom geologických t les Jednotlivá vyhledávaná t lesa geologického, i negeologického charakteru (ložiska železných rud apod., stejn jako nap . munice, železné objekty, archeologické objekty, objekty související s kontaminací p dy t žkými kovy, apod.) však ve v tšin p ípad nemívají pravidelné tvary. I p esto vše je ale lze p i interpreta ních - vyhodnocovacích pracích, aspo v prvním p iblížení, v mnohých p ípadech p irovnat k n kterým t les m pravidelného geometrického

- 40 (218) -

GEODYNAMIKA

tvaru (jako jsou nap .: koule, válec, deska, rota ní elipsoid apod.) a využít tak možnost ešení zadané úlohy na bázi srovnání zjišt né anomálie se známými ú inky, n kterého z t les diskutovaného tvaru (viz nap . p íklady in Mareš et al. 1979). Zejména geologická t lesa vykazují v p írodních podmínkách velice asto i zna n nehomogenní magnetizaci. Je-li p itom ale st ední hodnota magnetizace ve v tších ástech t lesa vícemén stejná, pak se projev tohoto efektu (v dostate n vzdálených bodech od t lesa) výrazn ji neprojeví a magnetické pole odpovídá poli t lesa, které je magnetizováno homogenn . Parametry, jako jsou velikost a tvar magnetické anomálie, jsou v generelu determinovány zejména faktory, jako jsou tvar anomálního t lesa, hloubka jeho uložení, jeho magnetické vlastnosti, zem pisná ší ka místa jeho rozložení a orientace jeho delší osy (resp. orientace interpreta ního profilu) vzhledem k severu.

P ístroje používané pro geomagnetická m ení Prudký rozvoj, který nastal v oblasti p ístrojového vybavení, zejména v období posledních dvou desetiletí, umož uje dnes pom rn rychle a s vysokou p esností realizovat geomagnetická m ení jak na zemském povrchu, letecky, tak i ve vrtech. Stejn rychlý rozvoj byl v uvedeném období zaznamenám i u p ístrojového vybavení, používaného k m ení magnetických vlastností (v laborato ích) a u p ístroj , používaných p ímo v terénních podmínkách na m ení magnetické susceptibility (tzv. kapametr ). I p esto vše jsou ale v ad institucí ješt i v sou asnosti používány (zejména pro ú ely pozemního m ení) protonové magnetometry, nebo pat í mezi p ístroje, které již p i m ení absolutní hodnoty magnetického pole T (obr. 2.13) využívají chování “základních stavebních kamen hmoty“, za p ítomnosti magnetického pole. P ístroje tohoto druhu, mají také pln vyhovující citlivost (na úrovni 1nT), celosv tový rozsah, jsou schopny pracovat v teplotních mezích od – 40º do +60º C a jedno tení lze na nich provést cca b hem 5-10 vte in. Jsou také lehce p enosné. Sestávají z lehké m ící sondy umíst né na ty i a z vlastního m ícího za ízení, které m že být umíst no na zádech operátora, nebo uvnit lehce p enosného p ístrojového pouzdra. Jejich hlavní nevýhodou je jen to, že nemohou být aplikovány v libovoln vysokém gradientu magnetického pole. Mimo oblast eské republiky, zejména pro ú ely leteckých m ení, byly v posledních dvou desetiletích používány tzv. atomové magnetometry (céziové, resp. rubidiové), které vykazují o ád vyšší citlivost, než protonové magnetometry. V sou asnosti již i n které eské pr zkumné organizace využívají, p i pozemních geomagnetických m eních, nejmodern jší p ístrojová vybavení, jako jsou nap . cesiový magnetometr SMARTMAG, nebo draslíkový magnetometr GSMP-30. Oba p ístroje pat í mezi magnetometry s optickým erpáním cesia nebo draslíku. Oba jsou nabízeny s r znou kapacitou záznamové pam ti, do obou lze integrovat p ijíma naviga ního systému GPS a ob spole nosti nabízí záznamový a zpracovatelský software. Pokud jde o významn jší provozní parametry obou posledn uvád ných p ístroj , jsou následující:

Cesiový magnetometr SMARTMAG od fy. SCINTREX: - 41 (218) -


Rozsah m ení ………………………………………………. 15 000 – 100 0000 nT Citlivost …………………………………………………….. 0,01 nT Teplotní drift ……………………………………………….. 0,01 nT/ °C Tolerance gradientu ............................................................... 40 000 nT/ m Rychlost m ení ……………………………………………. nastavitelná: 1,2,5,10 krát za sec Záznamová kapacita ……………………………………….. až 310 000 m ení Sníma +nosi +elektronika ………………………………… 2,1 kg Konzola ……………………………………………………. 2,2 kg Bateriový pás ………………………………………………. 4,4 resp. 6,4 kg (dle druhu bateriového zdroje)

Draslíkový magnetometr GSMP-30 od fy. GeM - Systém:

Rozsah m ení ………………………………………………. Citlivost …………………………………………………….. Absolutní p esnost …………………………………………. Teplotní drift ……………………………………………….. Tolerance gradientu ............................................................... Orienta ní cena ……………………………………………..

2.4.2

10 000 – 100 0000 nT 0,001 nT ± 0,01 nT 0,01 nT/ °C 5 000 nT/ m 536 000 K

Terénní geomagnetická m ení

Stejn jako p i gravimetrických m eních, je i v tomto p ípad volba zp sobu provedení terénních prací bezprost edn závislá na požadavcích projektového zadání. Faktory, které je p i volb metodiky terénních prací nutné zohlednit, závisí p edevším na:

• požadovaném druhu m ení (regionálního, nebo detailního charakteru; profilového, nebo plošného charakteru); • charakteru geologické stavby a magnetických vlastností p edm tné oblasti; • volb zp sobu, který umožní zajistit efektivní odstran ní vlivu nežádoucí faktor , ovliv ujících terénní geomagnetická m ení (denních variací; p ítomných kovových objekt v prostoru p edm tné lokality, nebo v její bezprost edním okolí; elektrifikovaných tratí, a pod.).

2.4.3

Regionální geomagnetická m ení

Bývají provád ná v mapovacích m ítcích od 1: 200 000 až do 1: 25 000 za ú elem dalšího up esn ní poznatk o regionální geologické stavb p edm tného areálu. Umož ují lokalizovat a specifikovat p edevším hlavní geologické struktury, indikovat r zná hloub ji uložená geologická t lesa v tších rozm r a skýtají d ležité podklady pro oblast ložiskové prospekce. V sedimentárních oblastech poskytují cenné informace i pro ú ely ropné prospekce, kdy umož ují ešit n které úlohy z rámce problematiky strukturn tektonické stavby podložních útvar . V sou asné dob již bývá tento druh m ení provád n p evážn na bázi leteckých m ení.

- 42 (218) -

GEODYNAMIKA

2.4.4

Detailní geomagnetická m ení

P i detailních geomagnetických m ení jsou práce provád ny v m ítcích od 1:25 000 níže. Nej ast ji však v m ítcích od 1: 10 000 až po 1: 100 apod., tj. dle pot eb sledovaného zám ru. Jsou využívány k ú el m, o nichž jsme se již zmínili, tj. k vyhledávaní t les geologického, i negeologického charakteru (ložiska železných rud apod., stejn jako nap . nevybuchlé munice; železné objekty; archeologické objekty, i objekty související s kontaminací p dy t žkými kovy, apod.). V ad p ípad se jedná i o m ení migromagnetického charakteru, kdy jsou m ické práce provád ny p i rozestupu m i ských bod i mén n ž 4 - 5 metr . P i geodetickém zabezpe ení geomagnetických prací, provád ných v m ítku 1 : 25 000, platí tém ty samé podmínky, jako pro situování tíhových bod u gravimetrických prací plošného charakteru, tj. je nutné dbát na to, aby bylo m ené území pokryto plánovanými body rovnom rn , p i emž by minimální hustota v rozložení bod nem la poklesnout pod 3 body/km2. V krajním p ípad by nem la p ekro it 7 bod /km2. Z ekonomického hlediska by m ly být jednotlivé m i ské body umíst ny tak, aby bylo jejich zam ení v terénu snadné, plynulé a aby nebyly situovány v blízkosti rušivých zdroj . P i situa ním zakreslování jednotlivých bod do topografických map, je nutné postupovat tak, aby poloha jednotlivých bod byla do nich zakreslena s maximální grafickou p esností (0,1mm) - a již se jedná o m ení plošného nebo profilového charakteru, ímž se dosáhne p esnosti zákresu, který odpovídá hodnot 0,5 mm v m ítku mapy (tj. vnit ní p esnosti celkové obsahové nápln mapy). Pro každý m i ský bod se vyhotovuje p ímo v terénu jeho podrobná topografie. Pro pot eby ur ení hodnot oprav o p irozený ší kový gradient geomagnetického pole a pro pot eby vyhotovení finálního katalogu geomagnetických dat se následn ur ují i p esná sou adnicová data jednotlivých bod . Vzhledem k tomu, že p i finálním zpracování získaných geomagnetických dat je nutné zavád t opravy za vliv denních variací, je nutné jiným p ístrojem (nebo jiným zp sobem) pr b žn a z asového hlediska podrobn registrovat pr b h variací p ímo v oblasti m ení.

2.4.5

Zpracování terénních m ení

P i finálním zpracování nam ených dat, z nich prost ednictvím zavád ní p íslušných oprav odstra ujeme jak hodnoty nežádoucího ú inku denních variací, tak nežádoucího vlivu p irozeného ší kového gradientu geomagnetického pole (tj. hodnoty tzv. normálního pole). Takto získaná - opravená data, bývají prezentovány (v požadovaném m ítku) dle druhu provád ného m ení (profilového, resp. plošného) a to bu prost ednictvím jednotlivých geomagnetických profil , nebo formou plošných map.

- 43 (218) -


2.4.6

Interpretace získaných dat

Na základ poznatk , získaných o rozložení anomálního potenciálu na p edm tné lokalit , se p i interpretaci magnetických anomálií m že jednat nejenom o ešení tzv. obrácené úlohy - tj. o ur ení p ibližného tvaru, polohy a rozm r anomálního zdroje (zdroj ), nebo o p ípadné ur ení horninových druh a strukturních prvk , které jsou p í innými prvky vzniku geomagnetické anomálie. P i ešení úlohy tohoto druhu je již ale nutné mít, krom magnetických vlastností hornin z oblasti zájmu, k dispozici i reáln jší poznatky o její geologické stavb . P i ešení obrácené úlohy, je na základ charakteristických tvar anomálního prvku (jimiž se anomální zdroj prezentuje bu v map izanomál, resp. na profilech), také vhodné p edem odhadnout reálný tvar rušivého - anomálního zdroje. V p ípad , že jsou izanomály anomálního t lesa v map isolinií výrazn protaženy v jednom sm ru, m že se jednat o projev t lesa, jehož p í inným zdrojem m že být t leso, které je podobné tenké desce. Jestli-že jsou indikované anomálie reprezentovány v map izanomál nap . uzav enými k ivkami ve tvaru, který se podobá kružnicím, mohou být jejich zdrojem t lesa p ibližn kulovitého, nebo eliptického tvaru, resp. podobající se svislému válci, i svislé ty i apod. Pom rn rychlé nalezení vhodného tvaru anomálního zdroje usnad ují p i profilovém m ení nap . nap . atlasy teoretických k ivek, kdy lze na bázi srovnání tvaru nam ené anomální k ivky, s nejlépe vyhovující teoretickou k ivkou, získat reáln jší názor nejenom o tvaru anomálního zdroje, ale i o jeho p íslušných fyzikálních parametrech. P i ešení problematiky kvantitativní interpretace indikovaných anomálních prvk , kdy se jedná p edevším o nalezení co možná nejreáln jších poznatk o v tšin parametr anomálního zdroje, se dnes pom rn úsp šn využívají i interpreta ní postupy, které umožnil jak prudký rozvoj výpo etní techniky, tak i interpreta ního programového vybavení.

2.4.7

Možnost využití magnetometrie i pro jiné, než ryze geologické ú ely

Vzhledem k tomu, že zejména horniny obsahující magneticky aktivní minerály (jako jsou nap . magnetit, hematit, ilmenit, pyrhotín apod.) se p i jejich vzniku zmagnetizují, pod vlivem v té dob p sobícího zemského magnetického pole (tj. ve sm ru jeho p sobení a pod vlivem jeho intenzity), lze tuto skute nost (pokud nedojde v pozd jších geologických obdobích, v d sledku p sobení nejr zn jších fyzikálních a chemických faktor k jejich výrazn jšímu formování), využít i p i analýze možných zm n magnetického pole Zem v pr b hu dlouhodobé historie vývoje naší planety. Problematikou tohoto druhu se zabývá paleomagnetický výzkum. V rámci výzkumné innosti tohoto druhu, doposud získané poznatky p isp ly zna nou m rou nejenom k ešení ady základních otázek z oblasti globální tektoniky (jako jsou nap . procesy související: s rozši ováním oceánského dna, s pohybem litosférických desek, s inverzí zemského magnetické pole, s problematikou klimatických zm n nejr zn jšího druhu apod.). - 44 (218) -

GEODYNAMIKA

Na základ paleomagnetických analýz, vhodných horninových vzork , bylo nap . také skute n prokázáno, že v pr b hu dlouhodobého vývoje naší Zem došlo vícekrát ke zm n polarity zemského magnetického pole, což je názorn patrné nap . i z poznatk prezentovaných na obr.16. Paleomagnetika také významnou m rou p ispívá k ešení n kterých úkol z oblasti archeologického výzkumu, kdy lze v n kterých p ípadech úsp šn využít i analýzu krátkodobých variací zemského magnetického pole nap . pro ú ely datování n kterých archeologických objekt .

Obr. 2.16. Poznatky vyplývající z analýzy problematiky zm n polarity zemského magnetického pole v zón rozši ování mo ského dna. (dle Sheriff -1989)

2.5

Geoelektrika 2.5.1

Úvodní ást

Geoelektrika je geofyzikální disciplínou, jejíž reálný rozvoj lze datovat teprve do období t icátých let práv prošlého století. Zabývá se jak m ením a analýzou stacionárního p irozeného elektrického pole Zem , tak i široké škály um le vyvolaných stacionárních elektrických a nestacionárních elektroagnetických polí. innost této geov dní disciplíny je v p evážné mí e zam ena na analýzu reakcí horninového prost edí (v oblasti zájmu, resp. na zadané lokalit ) na aplikovaný druh um le vyvolaného stacionárního elektrického pole, resp. nestacionárního elektromagnetického pole. Již v úvodní ásti této kapitoly je ale nutné podotknout, že p i ešení geologických úloh jsou geoelektrické metody nej ast ji aplikovány pouze na ešení úkol z hloubkového intervalu kolem prvních desítek, resp. stovek metr . V sou asné dob lze geoelektrické pr zkumné práce provád t podobn , jako v p ípadech obou výše uvedených geofyzikálních disciplín, tj. na pevném zemském povrchu, na bázi aplikace letecké pr zkumné innosti, stejn jako pod zemským povrchem a ve vrtech. Geoelektrické metody nalézají široké uplatn ní v geologii, hydrogeologii, v geotechnice, ve stavebnictví, p i pr zkumu svahových deformací, p i vyhledávání zne išt ní horninového prost edí a p i - 45 (218) -


realizaci následných sana ních metod, stejn jako v archeologické praxi, resp. i v mnoha jiných pr myslových. Um le vyvolané stacionární elektrické pole, resp. nestacionární elektromagnetické pole je vytvá eno pomocí širokého sortimentu aplikovaných aparatur. V n kterých p ípadech jsou analyzovány i vlivy jiných polí na horninové prost edí (jako nap . polí, která jsou vytvá ena r znými komunika ními aparaturami). Zejména velká pestrost aplikovaných zdroj pak p i analýze horninového prost edí umož uje, využívat i širší sortiment fyzikálních parametr . V t chto p ípadech lze horniny v generelu diferencovat i dle m rného odporu, permitivity, resp. elektrochemické aktivity. M rný odpor hornin je ovlivn n mnoha faktory, p edevším: mineralogickým složením horniny, porózitou, stupn m nasycení horniny vodou, mineralizací kapaliny, která zapl uje póry, strukturou a texturou horniny, stejn jako tlakem a teplotou. V aplikované geofyzice se m rný odpor hornin ur uje jako odpor, který elektrickému proudu klade krychle o hran 1m a to ve sm ru kolmém na st nu krychle. P i jeho ur ení se vychází ze známého zákona, který definuje vztah mezi odporem vodi e R, jeho délkou l a p í ným ezem S (jako nap . p i ur ování odporu drát ného vodi e obr. 2.17). Hodnoty m rných odpor , n kterých základních horninových druh jsou pro informaci uvedeny v tabulce 1e.

Obr. 2.17. Definice m rného odporu.

Permitivita vyjad uje v generelu schopnost zesilovat, nebo zeslabovat elektrické pole v d sledku polarizace - tj. dle uspo ádané orientace vázaných elektrických náboj . V geoelektrické praxi byla zavedena jako bezrozm rná veli ina. U r zných hornin se m ní od 2 až 3, do hodnot kolem 40. Minimální hodnoty bývají typické pro suché porézní horniny. Maximální hodnoty bývají indikovány u t chto hornin v p ípadech, kdy jsou pln nasyceny vodou. Rozhodujícím faktorem, který ur uje velikost permitivity je tedy p edevším stupe nasycení horniny vodou.

Tabulka 4. Ukázka hodnoty m rných odpor n kterých horninových druh .

- 46 (218) -

GEODYNAMIKA

Hornina, ruda

M rný odpor ρ (Ω Ωm)

Sedimentární horniny hlíny

10-1 až 102

písky nasycené minerální vodou

10-1 až 10

jíly

10 až 102

slepence

10 až 104

písky

102 až 104

pískovce

102 až 104

vápence

102 až 104

sádrovce

104 až 106

Magmatické a metamorfované horniny jílovité b idlice

10 až 103

krystalické b idlice

102 až 104

ruly

102 až 104

žula, syenit, gabro a edi

102 až 105

k emence

103 až 105

Rudy 10-4 až 10-1

chalkopyritové zrudn ní galenitové zrudn ní

10-2

arzenopyritové zrudn ní

10-1

hematitové zrudn ní

10-1 až 102

chromitové zrudn ní

103 103 až 107

antimonitové zrudn ní

Používané p ístrojové vybavení Vzhledem k tomu, že p ínos výhod, které na jedné stran skýtá možnost aplikace široké škály metodických postup (p i ešení úloh nejr zn jšího druhu) byl na druhé stran tém vždy nep ízniv snižován nejenom zna nou asovou náro ností na p íslušnou úpravu m ícího za ízení (jako celku), byla zejména v posledních dvou desetiletích práv prošlého století zam ena zna ná pozornost r zných pr zkumných organizací na vývoj systém , které by nejenom minimalizovaly diskutovaný druh nevýhod, ale které by p i sb ru a rychlém vyhodnocení dat umož ovaly využít i možnosti, které nabízel prudký rozvoj výpo etních technologií. Tj. systém , které by p i aplikaci jednoho druhu “kabeláže“, umož ovaly zajistit nejenom rychlý sb r m ených dat, pro r zný druh zvoleného vzájemného uspo ádání elektrod, ale které by v rámci realizace celého procesu, umožnily využít i možnosti, které skýtá probíhající rozvoj výpo etních technologií.

- 47 (218) -


Mezi p ístroje tohoto druhu, lze v R adit nap . Resistar RS - 100, využívající multielektrodový kabelový systém ME-100 (výrobek podniku Geofyzika Brno, R). Jelikož velkým problémem, nap . p i aplikaci metody odporového profilování, bývá m ení malých nap tí mezi m ícími elektrodami, byla a je zna ná pozornost v nována i výrob elektronických autokompenzátor .

Nej ast ji používané geoelektrické metody Pokud jde o sou asné len ní geoelektrických metod, bývají v generelu len ny do t ech výrazn ji diferencovaných skupin. a) do první skupiny bývají azeny: stejnosm rné odporové metody; potenciálové metody; metoda vyzvané polarizace; metoda m ení magnetického pole stacionárního elektrického proudu. b) do druhé skupiny bývá azena: metoda spontánní polarizace. c) do t etí skupiny bývá azena: metoda blízké zóny; metoda vzdálené zóny; metoda využívající georadar;

Metody za azené do první skupiny P i provád ní m ení je u t chto metod aplikována ur itá obdoba klasické formy m icího systému, který bývá využíván p i m ení elektrického odporu. Je tedy aplikován tzv. elektródový systém, kdy jsou dv proudové elektrody (A i B) napojeny na zdroj elektrického proudu (ZP) a p i dobrém kontaktu s horninovým prost edím jsou využity k vytvo ení elektrického pole v analyzovaném prost edí. Další dv - m ící elektrody (M a N) - obr. 2.18 jsou využívány pro m ení vzniklého nap tí mezi dv ma zvolenými body.

Stejnosm rné odporové metody Používají se p edevším na zjišt ní prostorové prom nlivosti m rného elektrického odporu analyzovaného prost edí. Vzhledem k tomu, že jedním z hlavních faktor , který m rný odpor ovliv uje je p edevším porosita, nalézají jednotlivé varianty této metody široké uplatn ní jak p i ešení klasických geologických problém (nap . ke sledování rozhraní mezi komplexy krystalických a sedimentárních hornin, apod.), tak v hydrogeologii, inženýrské geologii (nap . p i inženýrsko geologickém a geotechnickém pr zkumu svahových deformací), v geotechnice, i v ekologických projektech (nap . p i vyhledávání zne išt ní horninového prost edí a p i realizaci následných sana ních metod).

- 48 (218) -

GEODYNAMIKA

V p ípadech, kdy je p edpokládána diferenciace horninového prost edí podle odporu v horizontálním sm ru, bývá uplat ována metoda odporového profilování. P i ešení úloh, kdy je p edpokládána maximální diferenciaci horninového prost edí podle odporu ve vertikálním sm ru, uplat uje se metoda odporového sondování.

2.5.2

Metoda odporového profilování

P i její aplikaci jsou elektrody rozloženy na jedné profilové linii, podél které se lze s libovolným krokem (p i zachování vzájemného uspo ádání elektrod) posunovat dále a zjiš ovat prom nlivost m rného elektrického odporu analyzovaného prost edí. Pod pojmem uspo ádání elektrod se rozumí zvolené a p esn definované rozmíst ní elektrod. Pro r zné ú ely m že být zvoleno r zné uspo ádání elektrod.

Hloubkový dosah provád ného m ení závisí na tzv. délce uspo ádání L. Za nej ast ji používané potenciální uspo ádání je považováno tzv. Wennerovo uspo ádání, p i kterém je vzdálenost všech sousedních elektrod stejná a uspoádání je symetrické (platí tedy AM = MN = NB = L, viz. obr. 2.19/1). P i odporovém profilování, i vertikálním elektrickém sondování bývá asto aplikováno i tzv. Schlumbergerovo uspo ádáni, které se od p edešlého liší p edevším malou vzdáleností elektrod MN ( nap . obr. 2.19/2). V p ípad , že je odporové profilování provedeno v rovnom rn rozložené síti profil , lze na základ získaných poznatk sestavit mapu m rných elektrických odpor .

Obr. 2.18. Schéma elektrodového systému a jím vytvo ené elektrické pole. P i aplikaci stejnosm rných metod je m en potenciální rozdíl, tj. nap tí ∆V mezi dv ma body. S ohledem na zadání projektové dokumentace bývá asto nutné, pro reáln jší ešení úkol , volit r zný metodický postup - tj. odlišné druhy uspo ádání elektrod. Z toho plyne, že zm ny tohoto druhu musí být pak zohledn ny i p i zpracování získaných dat.

- 49 (218) -


Obr. 2.19/1,2. Ukázka r zného uspo ádání elektrod.

V p ípad , že pro znázorn ní celého procesu aplikujeme nap . experimentální konfiguraci (uvedenou nap .na obr. 2.19a), kde jsou dv proudové elektrody umíst ny relativn blízko sebe, m žeme pro známou konfiguraci elektrod, která je uvedena na níže uvedeném obrázku (kdy je vzdálenost mezi ty mi elektrodami r1, r2, r3, r4), definovat hodnotu odporu (pro toto prost edí) na jednotlivém m i ském stanovišti dle vztahu (2.20):

(2.20)

Použijeme-li pak pro proudové elektrody ozna ení A, B a pro potenciálové elektrody M a N, m žeme v p ípad , že provádíme m ení nad komplexem odporov homogenních hornin, získat po vyhodnocení nam ených dat hodnoty tzv. m rného odporu (ρ), v rámci ešení vztahu:

ρ= k.

∆V (Ωm) I

(2.21)

kde ∆V je m ené nap tí; I - m ený proud a k - tzv. konstanta uspo ádání elektrod, tj. konstanta, která je závislá na jednotlivých vzdálenostech mezi nimi.

- 50 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.20a. Experimentální konfigurace. V p ípad , kdy je m ení provád no nad odporov nehomogenním prost edím, lze po vyhodnocení nam ených dat získat hodnoty zdánlivého m rného odporu, kdy:

ρz = k . kde

k=

∆V (Ωm) ; I

2π 1 1 1 1 − + − AM BM BN AN

(2.22)

;

Nap . p i tzv. Wennerov uspo ádání, kdy je vzdálenost všech sousedních elektrod stejná a uspo ádání je symetrické (viz. obr. 2.19/1), lze hodnotu konstanty k získat ešením vztahu k =2πL. Ve druhém, výše uvád ném p ípad , tj. nap . p i aplikaci tzv. Schlumbergerova uspo ádáni, které se od p edešlého liší p edevším malou vzdáleností elektrod MN (viz. rovn ž obr. 2.19/2), lze L2 hodnotu konstanty k získat ešením vztahu k = .

a

Pokud jde o analýzu problematiky, týkající se hloubkového dosahu, m že nám s ohledem na zvolené uspo ádání elektrod poskytnout ur itý reáln jší názor nap . analýza p ípadu p i kterém aplikujeme ty -elektrodové uspo ádání (nad modelem, ve kterém se vysokorychlostní vrstva nachází nad nízkorychlostní vrstvou) - obr. 2.19b, kdy jsou všechny ty i elektrody umíst ny centricky vzhledem stejnému bodu a vzdálenost proudových elektrod je stálá a stejná. Provedeme-li pak s tímto ty -elektrodovým uspo ádáním nejd íve m ení, kdy je vzdálenost mezi proudovými elektrodami menší, a následn m ení, kdy budeme vzdálenost mezi proudovými elektrodami postupn zv tšovat (p iemž vzdálenost mezi potenciálovými elektrodami z stane v obou p ípadech stejná), zjistíme (jak je patrno z obr. 2.20a), že v prvním p ípad , kdy je vzdálenost mezi proudovými elektrodami menší, nám uspo ádání elektrod neumož-

- 51 (218) -


ní indikovat analyzované dvouvrstevní rozhraní, a že vypo tená hodnota zdánlivého odporu bude velice blízká hodnot odporu svrchní vrstvy (tj. hodnot 250 m). V p ípad , kdy budeme vzdálenost mezi proudovými elektrodami zv tšovat a p i každém zv tšení vzdálenosti mezi proudovými elektrodami m ení zopakujeme ale zjistíme (viz obr. 2.20b), že aplikace v tších vzdáleností mezi proudovými elektrodami, nám umož uje pronikat do v tších hloubek. Zna ná ást získaných poznatk p itom poukazuje nap . na skute nost, že vzdálenost mezi proudovými elektrodami by m la cca 10x p evyšovat hloubku, do které chceme ást zájmové lokality analyzovat. Provedeme-li pak výpo et zdánlivého m rného odporu, pro v tší množství použitých vzdáleností mezi proudovými elektrodami (p i zachování fixní - p vodní vzdálenosti mezi potenciálovými elektrodami), a vyneseme-li výsledky na bilogaritmický papír (v závislosti na roztažení ri), získáme obdobný výsledek, jaký je patrný nap . z obr. 2.19c.

2.5.3

Metoda vertikálního odporového sondování

Využívá se na zjiš ování prom nlivosti m rného odporu s hloubkou, zejména p i ešení úloh, kdy je p edpokládána výrazná diferenciaci horninového prost edí podle odporu ve vertikálním sm ru. Princip metody spo ívá v tom, že p i zv tšování vzájemné vzdálenosti mezi proudovými elektrodami (A, B) dochází ke zv tšování hloubkového dosahu metody. Vzhledem k tomu, že p i Wennerov uspo ádání elektrod - nap . obr. 2.19/1 (kdy vzdálenost mezi všemi elektrodami je stejná) by bylo nutné (pro zvýšení hloubkového dosahu) p i každé zm n vzdálenosti proudových elektrod zm nit i vzdálenost mezi m ícími sondami, je v t chto p ípadech v generelu up ednost ováno Schlumbergerovo uspo ádáni elektrod. P i menších vzdálenostech mezi elektrodami se jako proudový zdroj používají baterie. P i velkých vzdálenostech generátory. P i vertikálním odporovém sondování se p i každém m ení na linii profilu m ní pouze vzdálenost mezi proudovými elektrodami (A, B). St ed uspo ádání, který je zárove i bodem zápisu, z stává na stejném míst . Všechny elektrody jsou rozloženy symetricky vzhledem ke st edu roztažení, tj. k bodu zápisu. Výsledkem m ení je sondážní k ivka vertikálního elektrického sondování (VES) - obr. 2.19, která se získává tak, že se hodnoty zdánlivých m rných odpor ρz, vypo ítávané ze vztahu (2.23) vynáší do bilogaritmického papíru s modulem 6,25 cm, v závislosti na roztažení ri , kdy ri = ABi /2.

ρz = k.

∆V = I

AM AN MN

V (Ωm), I

- 52 (218) -

(2.23)

GEODYNAMIKA

Obr. 2.20b. Pr b h proudu ve dvouvrstevném prost edí

Obr. 2.20c. Graf závislosti zm ny odporu na vzdálenosti proudové elektrody.

kde k je konstanta pro Schlumbergerovo uspo ádání (viz. výše), která je pro stanovená roztažení ri =ABi/2 vždy p edem vypo tena.

M ení bývají realizována na linii profilu tak, že se volba vzdálenosti mezi jednotlivými sondami a velikost zm n uspo ádáni elektrod volí s ohledem na

- 53 (218) -


hloubkový interval, ve kterém má být zjišt na diferenciace horninového prost edí podle odporu.

Obr. 2.19d. P íklad výsledk získaných p i m ení na profilu z lokalit Džbánice (upraveno dle Hron, Mazá – 2001)

Obr. 2.19e. Výsledky odporové sondování v sesuvné oblasti (Špan lsko – Bláha et al., 2000) K interpretaci jednotlivých sondážních k ivek - tj. k ur ení mocností a odpor jednotlivých vrstev bývají využívány r zné metodické postupy, jako jsou nap . možnost: •

porovnávání nam ených k ivek s teoretickými k ivkami, které byly pro tyto ú ely vypracovány r znými autory (nap . Pylajev - 1968), kdy - 54 (218) -

GEODYNAMIKA

• •

jsou teoretické k ivky obvykle prezentovány ve form alba k ivek VES; využití strojn po etní interpretace celého pr b hu k iky, a využití empiricko-statistické metody* charakteristických bod .

Obr. 2.20d. Sondážní k ivka VES Získané poznatky bývají asto prezentovány ve form vertikálních a to bu tzv. izoohmických ez (nap . obr. 2.20), z nichž je patrná prom nlivost m rného elektrického odporu podél m eného profilu - nebo ez , zobrazujících polohu jednotlivých odporových rozhraní (které odpovídají jednotlivým geologickým rozhraním), rozloženým podél ezu (nap . obr. 2.21). V p ípad , že m ení VES byla realizována v síti paralelních profil , lze na jejich bázi získat poznatky o prostorovém rozložení výrazných odporových (a v rámci p íslušné transformace) i výrazných geologických rozhraní v oblasti zájmu.

Potenciálové metody Jsou využívány p edevším na zjiš ování deformací elektrického pole, které bylo vytvo eno aplikovaným uspo ádáním elektrod. Zjiš ované deformace jsou vyvolávány p edevším existencí nehomogenit (nejr zn jšího druhu) v analyzovaném horninovém prost edí. V praxi se významn ji uplat ují v oblasti ložiskové geologie. Nej ast ji bývá aplikována metoda ekvipotenciálních linií (tj. metoda liniových elektrod) a metoda nabitého t lesa.

- 55 (218) -


Obr. 2.20e. Geologický model zobrazující polohu jednotlivých odporových rozhraní, z nichž je patrná prom nlivost m rného elektrického odporu podél m eného profilu Špan lsko – Bláha et al., 2000).

Obr. 2.21. Geologický model zobrazující polohu jednotlivých odporových rozhraní (která odpovídají jednotlivým geologickým rozhraním – Bláha et al., 2000). Podobn jako u odporových metod, jsou i u t chto metod využívány proudové elektrody, jejichž prost ednictvím je do zem zavád n elektrický proud (stejnosm rný, resp. st ídavý o nízké frekvenci). Výsledky m ení jsou ale zobrazovány prost ednictvím k ivek potenciál , nebo jejich gradient apod.

Metoda ekvipotenciálních linií (tj. metoda liniových elektrod)

- 56 (218) -

GEODYNAMIKA

Princip metody je patrný z obr. 2.22, kdy namísto bodových elektrod jsou aplikovány tzv. liniové elektrody - tj. elektrodou uzemn né kabely (o délce n kolika metr ). V homogenním horninovém prost edí, kdy není jak pr b h proudových linií, tak pr b h ekvipotenciálních linií deformován žádným rušivým zdrojem, nevodivým, resp. vodivým poruchovým zdrojem (rozloženým pod úrovni reliéfu analyzované lokality), je jejich pr b h patrný z obr. z obr. 2.23. Jak je patrné z obr. 2.22, p edm tem m ení (prost ednictvím potenciálních elektrod - M,N) je analýza pr b hu ekvipotenciálních linií, v oblasti zájmu.

Obr. 2.22. Princip metody ekvipotenciálních linií.

Obr.23. Charakter pr b hu proudových a ekvipotenciálních linií (vyvolaný aplikací liniových elektrod), znázorn ný v eze a na ploše. Vysv tlivky: 1 – v p ípad homogenního prost edí; 2 – v p ípad jejich deformace nevodivým zdrojem; 3 – v p ípad deformace vodivým zdrojem.

Metoda nabitého t lesa - 57 (218) -


V oblasti rudní prospekce umož uje tato metoda získat reáln jší poznatky o rozsahu, tvaru, i o úložních pom rech t les, které byly indikovány vrtním pr zkumem (obr. 2.22). P i hydrogeologickém pr zkumu se nap . uplat uje p i analýze sm ru a rychlosti proud ní vody v podzemních kolektorech (obr. 2.23), apod. V obou p ípadech umož uje využití této metody p edevším existence vrtu, který zasahuje do analyzovaného prost edí (nap . rudného t lesa, resp. zvodn lého vrstevního horizontu). Jeho existence totiž umož uje zavést do analyzovaného t lesa jednu z bodových proudových elektrod (nap . elektrodu A), zatím co druhá proudová elektroda je umís ována ve zna né vzdálenosti (B ). V p ípad uvedeném na obr. 2.24 je bodová proudová elektroda zavedena do rudního t lesa, které se tak samo stává zdrojovou elektrodou a vytvá í elektrické pole, jehož tvar je následn analyzován. Prost ednictvím elektrod M,N lze pak na povrchu m it nejenom pr b h gradientu potenciálu ( U/rMN) nad analyzovaným t lesem (a v jeho bezprost edním okolí), ale analyzovat i plošné rozložení ekvipotenciálních linií.

Obr. 2.24. Ukázka aplikace metody nabitého t lesa v rámci rudní prospekce. Vysv tlivky: 1-graf gradientu potenciálu; a) zp sob uspo ádání elektrod; b) pr b h ekvipotenciálních linií v okolí nabitého t lesa – v ploše. K ivky gradientu potenciálu ( U/rMN), analyzované na paralelních profilech, rozložených po obou stranách zájmového rudního objektu (nap . pokud jde o sledování sulfidického zrudn ní), umož ují vymezit zejména rozsah sulfidických rudních poloh. V p ípad , uvedeném na obr. 2.25, je proudová bodová elektroda A (která je umíst na ve vaku soli) zavedena do analyzovaného vodního kolektoru. K analýzu sm ru a rychlosti proud ní vody, je v tomto p ípad využíván proces sle-

- 58 (218) -

GEODYNAMIKA

dování asových zm n elektrického pole, které vyvolá anomální zdroj jehož tvar a rozm ry se v d sledku proud ní podzemní vody v pr b hu asu m ní (anomálním zdrojem je solný roztok, který vznikne v d sledku vpravení vaku se solí - spole n s elektrodou A, do sledovaného horizontu).

Obr. 2.25. Ukázka aplikace metody nabitého t lesa p i hydrogeologickém pr zkumu. (nap . p i analýze sm ru, a rychlosti proud ní vody v podzemních kolektorech). Vysv tlivky: 1 – ekvipotenciální linie roztoku slané vody – v ezu.

Metoda vyzvané polarizace Uplat uje se p edevším v oblasti rudní prospekce a to v p ípadech kdy nelze o ekávat p íznivý výsledek od aplikace metody spontánní polarizace (která pat í mezi elektrochemické metody, zabývající se studiem p irozených elektrických polí lokálního charakteru). P i aplikaci vyzvané polarizace je m eno elektrické pole, které je vytvá eno akumulacemi elektrického náboje. Procesy vzniku tohoto pole souvisí s elektrochemickými procesy, které probíhají v hrani ní vrstv mezi pevnou a kapalnou fází prost edí, kdy pevná složka m že být bu izolátorem* nebo elektronovým vodi em**. Kapalnou složku reprezentují roztoky solí, které v hornin vypl ují póry a pukliny. V p ípad , že t leso s elektronovou vodivostí tvo í jeden celek, vzniknou kontaktní potenciály na jeho povrchu. V tomto p ípad se jedná o tzv. povrchovou polarizaci. Jestli-že se ale jedná o t leso, které sestává ze souboru malých a navzájem izolovaných ástic s elektronovou vodivostí (nap . když se jedná pouze o tzv. vtroušené zrudn ní v nevodivých horninách), potom se každá áste ka s elektronovou vodivostí polarizuje samostatn a dochází k tzv. objemové polarizaci. V p ípad aplikace metody vyzvané polarizace se m í proud I v proudovém okruhu, dále potenciální rozdíl V mezi potenciálovými elektrodami p i zavá- 59 (218) -


d ní proudu do horninového prost edí - tj. polarizující pole a potenciální rozdíl VVP mezi stejnými elektrodami v ur itém okamžiku po vypnutí proudu - tj. pole vyzvané polarizace. Výsledky m ení, nap . podél profilu, se zobrazují jednak ve form grafu zdánlivé polarizovatelnosti ( z) a zdánlivého m rného odporu ( z), kdy p íslušné hodnoty vypo teme ze vztah (2.24 a 2.25): z=

VVP / V . 100 %;

ρz = k..

(2.24)

∆V (Ω Ωm) ; I

(2.25)

Princip uspo ádání elektrod v p ípad aplikace metody vyzvané polarizace je patrný z obr. 2.26a. asový pr b h obou druh potenciál je patrný z obr. 2.26b.

Obr. 2.26a. Princip metody vyzvané polarizace (VP).

Obr. 2.26b. asový pr b h potenciál

V a VVP .

- 60 (218) -

GEODYNAMIKA

Metoda vyzvané polarizace umož uje lokalizovat objekty s elektronovou vodivostí a je vhodná i pro aplikaci v p ípadech, kdy se jedná o vyhledávání ložisek, s již uvád ným druhem tzv. vtroušené zrudn ní v nevodivých horninách. Metoda není závislá na hydrogeologických pom rech. N které p íklady pr b hu k ivek ρz a z, které byly získány v rámci ešení konkrétních úloh geologického charakteru (p i profilovém m ení), jsou uvedeny na obr. 2.27a,b,c.

Obr. 2.27. N které p íklady pr b hu k ivek ρz a z.

- 61 (218) -


Metody azené do druhé skupiny Metoda spontánní polarizace (SP) Zabývá se studiem p irozených elektrických polí lokálního charakteru. Základním p edpokladem pro její aplikaci je existence elektronové vodivosti vyhledávaných objekt a existence proces , v d sledku jejichž p sobení dochází v porézním horninovém prost edí ke vzniku p irozených akumulací elektrického náboje. Mezi procesy tohoto druhu lze adit zejména procesy filtra ního a difúzního p vodu, stejn jako elektrochemického p vodu. Procesy filtra ního p vodu (p i nichž dochází ke vzniku filtra ních potenciál ) vznikají p i proud ní podzemní vody, zatím-co k proces m difúzního charakteru (p i nichž dochází ke vzniku difúzních potenciál ) dochází p i zvýšeném pohybu iont na kontaktu r zn mineralizovaných, resp. i r zn kontaminovaných podzemních vod. Ke vzniku proces elektrochemického p vodu (p i nichž dochází ke vzniku oxida n - reduk ních potenciál ) dochází na kontaktech podzemní vody s p irozenými vodi i (nap . s minerály, které jsou akumulovány v ložiscích sulfidických rud, grafitu, magnetitu, antracitu, nebo i p i procesech korozního charakteru). P i procesech diskutovaného druhu dochází ke vzniku plošn r zn rozsáhlých anomálních polí (lišících se jejich intenzitou), které na bázi jejich indikace a následné analýzy umož ují identifikovat jejich p í inné zdroje. Vlastní m ení je p i aplikaci metody SP pom rn jednoduché. Z b žného elektrodového systému je využíván pouze okruh na m ení nap tí. Používají se ale tzv. nepolarizovatelné elektrody (kdy je nej ast ji uzemn ní realizováno tak, že m d ná elektroda je umíst na do porézní nádobky, napln né roztokem modré skalice). Elektrody tohoto druhu umož ují zajistit uzemn ní, p i kterém není m ení rušeno kontaktními potenciálními rozdíly, které by mohly vznikat na styku horninového prost edí s kovovou elektrodou. Vzhledem k tomu, že se jedná o m ení malých potenciálních rozdíl ( ádov do 1500mV) musí být používány velice p esné m ící p ístroje, s velkým vstupním odporem (vhodné jsou nap . již výše uvád né elektronické autokompenzátory). P íklad použití metody SP je patrný z obr. 2.28.

Obr. 2.28 P íklad použití metody SP.

- 62 (218) -

GEODYNAMIKA

Metody azené do t etí skupiny Elektromagnetické metody V tomto p ípad se p i pr zkumné innosti využívá jak existence p irozených elektromagnetických polí, tak um le vyvolaných elektromagnetických polí. Zdroje prom nných p irozených elektromagnetických polí bývají r zné. Dle charakteru frekven ního spektra je elektromagnetické pole Zem len no na druhy polí, jejichž frekvence se pohybuje v oblasti ultranízkých frekvencí pod 1Hz, na tzv. mikropulsy a na atmosférika, jejichž frekvence se pohybují p es 1Hz. Zdrojem prom nného p irozeného elektromagnetické pole, které na základ uvedeného len ní leží v oblasti ultranízkých frekvencí pod 1Hz, bývají v p evážné mí e výboje v ionosfé e. Pole tohoto druhu bývá ozna ováno jako magnetotelurické pole Zem . Pr zkumné metody, které p i hloubkové analýze stavby p edm tných lokalit využívají závislost rozložení magnetotelurického pole na vodivosti zemské k ry, jsou ozna ovány jako magnetotelurické metody. Zdrojem p irozených elektromagnetických polí (s frekvencemi p es 1Hz), které jsou ozna ována jako atmosférika, bývají zejména atmosférické výboje (blesky). Na vzniku t chto polí mívá ale asto zna ný podíl i energie radiostanic, které pracují v pásmu velmi dlouhých vln (VDV). Zdrojem prom nných, um le vyvolaných elektromagnetických polí, bývá vždy uzav ený vodivý okruh, kterým probíhá st ídavý, nebo pulsa ní proud. Jsou-li tyto zdroje vodiv uzemn ny se zemí, která je sou ástí vodivého okruhu a protékají-li zemí konduktivn zavedené vodivé proudy, bývají zdrojové okruhy tohoto druhu ozna ovány jako konduktivní okruhy (nap ., n kolik set metr dlouhý elektrický dipól - obr. 2.30b, nebo uzemn ný dlouhý p ímý kabel - obr. 2.30c). Na rozdíl od nich bývají také aplikovány tzv. induktivní okruhy, kdy nejsou zdrojové okruhy vodiv spojeny se zemí a elektromagnetické pole je v zemi indukováno (nap . cívkami a rámy o pr m rech do 1m, nebo smy kami o stranách ve stovkách metr , resp. polosmy kami - obr. 2.30a).

Obr. 2.29. Generalizované schéma vzniku indukovaného elektromagnetického pole ve vodi i geologické druhu.

- 63 (218) -


P i aplikace t chto metod je charakter elektromagnetického pole na jedné stran závislý na typu použitého zdroje a na druhé stran na elektrických, i magnetických vlastnostech analyzovaného prost edí. P i m ení prom nného elektromagnetického pole bývají ve v tšin p ípad m eny (jeden až t i) parametry, o nichž se p edpokládá, že mohou p inést dostatek informací o analyzovaném zdroji (resp. lokalit ), a že potla ují nežádoucí vlivy. M í se velikost elektromagnetického nap tí Ue , které se indukuje dle Faradayova induk ního zákona v uzav ené cívce kruhového tvaru, kdy:

U e (t ) = −

dφ dH (t) = − µS = µω SH0 sin ω t cosψ dt dt

(2.26)

kde S je plocha m ící cívky a vektor S je rovnob žný s osou cívky; úhel uhel mezi osou cívky a magnetickým vektorem H (t) = H0 cos wt .

je

Obr. 2.30. N které druhy um lých zdroj velkých rozm r , které jsou používány p i elektromagnetickém pr zkumu. Vysv tlivky: a) cívky a rámy o pr m rech do 1m; b) elektrický dipól; c) uzemn ný dlouhý p ímý kabel; U1, U2 … uzemn ní; -------------- jednotlivé profily. Vhodnou orientací cívky lze m it kteroukoliv složku magnetického vektoru. V rámci geologické prospekce bývají elektromagnetické metody využívány k vyhledávání jednotlivých druh rudních t les (tj. lokálních vodi ), které jsou rozloženy v mén vodivém prost edí, k vymezení kontaktu mezi r znorodými horninovými celky, resp. ke sledování odporových zm n ve vertikálním sm ru, v prostoru analyzované lokality. - 64 (218) -

GEODYNAMIKA

Metoda blízké zóny Do této skupiny lze adit zejména metodu: a) Sklonovou; b) Slingram, a c) Turam.

Sklonová metoda Je zam ena na analýzu pr b hu zm ny sklonu vektoru magnetické složky indukovaného (sekundárního) pole (Hs) vzhledem k horizontální rovin ( ), podél m eného profilu. Nam ená - tzv. gradientová k ivka - obr. 2.31, má pak nad zdrojem indukovaného pole - tj. nad vodi em (hledaným vodivým t lesem) inflexní bod. Metoda se uplat uje p i vyhledávání tém vertikáln uložených vodivých t les, kdy indukované pole vodi tohoto druhu mívá tvar kružnic. Magnetická složka zdrojového - primárního pole Hp bývá paralelní s horizontální rovinou, zatím co sm r magnetické složky indukovaného - sekundárního pole Hs má sm r te ny k silo arám indukovaného pole.Výsledné magnetické pole -H lze pak znázornit jako vektorový sou et dvou synfázních vektor Hp a Hs. Jako zdroje horizontálního magnetického dipólu se používají cívky kruhového, nebo eliptického tvaru, které mají pom rn malý rozm r. M ení je provád no bu tak, že zdrojová anténa je umíst na na jednom míst a m icí aparatura se pohybuje po profilech, nebo že se jak zdrojová anténa, tak m ící aparatura (p ijíma ) pohybují po paralelních profilech sou asn . M ící systém tvo í cívka (která je oto ná kolem horizontální osy), a kterou se otá í tak dlouho, až je nap . zvukovou indikací nalezen minimální signál. V takovém p ípad je osa cívky kolmá k velké poloose elipsy polarizace a rovnob žná s malou poloosou. Zm ny uhlu sklonu vektoru indukovaného pole ( ), nad tém vertikáln uloženým vodivým t lesem jsou patrné nap . z obr. 2.31. P íklad výsledk m ení uhlovou metou je patrný z obr. 2.32.

Metoda Slingram Pat í k druhu elektromagnetických metod, u kterých jak zdrojový, tak m ící magnetický dipól mají vertikální osy. Oba dipóly (jak vysíla , tak p ijíma ) jsou propojeny referen ním kabelem o konstantní délce. Jeho délka je závislá na požadovaném hloubkovém dosahu, frekvenci a pod. (rámcov se pohybuje v mezích od 20 do 150m). Oba dipóly se p i m ení na profilech pohybují sou asn a na každém m i ském stanovišti se v m ící aparatu e porovnává fáze signálu v p ijímací antén (vertikální magnetická složka indukovaného pole), s fází signálu ve vysílací antén a ur uje se ta ást p ijímaného signálu, která je ve fázi vzhledem k vysílanému signálu (Re - reálná ást ver-

- 65 (218) -


tikální magnetické složky indukovaného pole) a ta, která je vzhledem k vysílanému signálu fázov posunuta o 90˚, (tj. imaginární složka - Im).

Obr. 2.31 Zm ny úhlu sklonu vektoru indukovaného pole, nad vertikáln uloženým vodivým t lesem.

Obr. 2.32 P íklad výsledk m ení úhlovou (sklonovou) metodou.

- 66 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.33 K ivky Re a Im nad vodivou deskou p i aplikaci metody slingram.

Metoda Turam Umož uje indikovat i vodivá t lesa, která se nachází ve v tších hloubkách. Využívá se jak k indikaci polohy zdroje indukovaného pole (tj. vodivého t lesa), tak na získání poznatk o hloubce a ší ce vodivého t lesa. Ke generování indikovaného pole se používá uzemn ný kabel (dlouhý n kolik desítek až stovek metr ), nebo velká uzemn ná smy ka. M ící ást aparatury poz stává ze dvou stejných m ících (p ijímacích) cívek, které p i m ení mají mezi sebou konstantní vzdálenost, dále z kompenzátoru a indikátoru nuly. Kompenzátor sestává ze dvou ástí: z m stku pro m ení pom ru amplitud a kompenzátoru fázového posunu. Ob ma (p ijímacími) cívkami, vzdálenými od sebe o konstantní vzdálenost (kolem 100m) je m ena vertikální složka magnetická pole. Následn jsou oba signály porovnávány, p i emž se zjiš uje jak pom r jejich amplitud A (Hz (2) / Hz (1) ), tak jejich fázový rozdíl .

Obr. 2.34. Výsledky získané p i aplikaci metody turam.

- 67 (218) -


Metoda vzdálené zóny Do této skupiny metod pat í zejména metoda VDV a metod AFMAVG. Jedná se o metody, u kterých je vysílací za ízení vzdáleno od p ijímacího za ízení v mezích od desítek do tisíce kilometr . Metoda využívá i n které p irozené zdroje, jako jsou nap . ví ivé proudy ionosfé e.

Metoda VDV P i aplikaci metody jsou jako zdroj využívány silné naviga ní vysíla e, které p i své innosti využívají pásmo velmi dlouhých vln -VDV (kdy se délka vlny pohybuje v mezích od 2 do 30km a vlnová frekvence je v mezích od 10 do cca 100 kHz). Vysíla bývá asto od p ijímacího za ízení vzdálen mnoho desítek, n kdy i stovek kilometr . Metoda je využívána jak na indikaci p ítomnosti hodn vodivých objekt geologického charakteru, tak na ur ení jejich konkrétní polohy. M že se jednat o rudní t lesa, nebo i o vyhledávání zvodn lých tektonických poruch a poruchových zón. M ena bývá p edevším magnetická složka indukovaného elektromagnetického pole, která vzniká ve vodi ích diskutovaného druhu. V p ípad , že je m ena i elektrická složka indukovaného pole, lze získat také hodnotu parametru, který charakterizuje vodivost v prostoru analyzované lokality. Ve velké vzdálenosti od zdroje (rámcov ve vzdálenosti více než n kolik kilometr ) mají již elektrické i magnetické pole horizontální sm ry. P i správné volb vysílací stanice má pak primární magnetické pole pouze horizontální složku, která je rovnob žná s profilem, na kterém se provádí m ení. Sekundární magnetické pole proud , které probíhají ve vodi i má však obecný sm r a obecnou fázi. Navíc jeho velikost je mnohem menší, než pole primárního. Výsledný vektor je ale elipticky polarizován. Parametry elipsy polarizace - obr. 2.35 umož ovaly m it nap . p ístroje EDA (výrobek Geofyzika n.p - Brno; resp. aparatura EM - 16, kanadské firmy Geonics). P i m ení jsou využívány dv navzájem kolmé cívky, z nichž jedna (kratší) tzv. referen ní cívka je horizontální a druhá (delší) - tzv. signální cívka je vertikální. Ob jsou p ipevn ny k m ící aparatu e. V míst m ení je analyzovaný signál nejd íve minimalizován naklán ním m ícího p ístroje, nebo p i minimálním signálu je referen ní cívka situována ve sm ru hlavní poloosy elipsy polarizace - obr. 2.35 a signální cívka je situována ve sm ru menší poloosy elipsy polarizace. Dola ování je provád no pomocí signálu z referen ní cívky. Na p ístroji lze potom pomocí inklinom ru, cejchovaného dle vztahu (2.27), p e íst hodnotu reálné ásti primárního pole ReHz v % a následn , pomocí kompenza ního za ízení, i hodnotu složky ImHz v %, která udává pom r obou polos elipsy polarizace (tj. pom r minimalizovaného signálu v obou cívkách ).

tgϕ ≈

Re(Hsz) ReHsz = ; Hp Hp

(2.27)

b Im(Hsz) ImHsz = = ; a Hp Hp

- 68 (218) -

GEODYNAMIKA

kde ReHsz je reálná ást vektoru sekundárního magnetického pole, ImHsz … imaginární ást vektoru sekundárního magnetického pole, a Hp je vektor primárního magnetického pole. Charakter anomálie reálné složky nad vodi em je patrný nap . z obr. 2.36.

Obr. 2.35. Elipsa polarizace. Vysv tlivky: Hs - sekundárního pole; Hp -. primární pole; - uhel mezi primárním a sekundárním polem; a - velká poloosa elipsy; b - malá poloosa; H - m ená složka v obecném sm ru.

Obr. 2.36 Charakter anomálie reálné složky nad vodi em. Vysv tlivky: 1 zvodn lá tektonická linie; a, b – r zné typy horninového prost edí.

Georadar Na rozdíl od ostatních výše uvedených geoelektrických metod využívá georadarová metoda, k analýze sledovaných prost edí, odraz vysokofrekven ních elektromagnetických vln od rozhraní, která se vzájemn liší vodivostí a permitivitou - Obr. 2.37a. Tento zp sob ešení umož uje získat tém spojitý obraz struktury analyzovaného prost edí – obr. 2.37b. Intenzita vysokofrekven ních elektromagnetických vln se pohybuje ádov od 10 do 1000 MHz.

- 69 (218) -


K pr zkumným pracím tohoto druhu jsou již, nejenom na ad geofyzikálních pracoviš , i v R používány zejména dva druhy radarových za ízení. V generelu se jedná o p ístrojová za ízení (v etn softwarového vybavení) od fy. Sensor & Software Inc. (Ontario-Canada). Malé rozm ry a malá váha t chto p ístroj umož ují jejich použití v jakýchkoliv terénních podmínkách. V prvním p ípad se jedná nap . o typ pulseEKKOTM 100A - GPR (digitální Ground Penetrating Radar), tj. o za ízení ur ené p edevším pro aplikaci v oblasti m lké geologické stavby** a archeologické pr zkumné innosti, které umož uje pracovat se zdrojem vysokofrekven ních elektromagnetických vln, o intenzit v mezích od 12,5 do 200 MHz ). Využívány jsou nap . p i:

• ur ování hloubky podložního útvaru; • analýze podrobn jšího litologického len ní horninového podkladu; • p i ur ování hloubky hladiny podzemní vody; • analýze stavu kontaminace podzemních vod; • identifikace pr b hu a hloubky rozložení r zných zakrytých objekt (potrubí, kabeláží, dutin - nap . podzemních chodeb, jeskynních prostor a pod.); • kontrole stavu podložního útvaru silni ních sítí, železni ních tratí, letištních ploch, nebo • sledování smykových ploch a vnit ní stavby p i pr zkumu sesuv obr. 2.39a,b a pod. S ohledem na skute nost, že získané výsledky skýtají tém spojitý obraz struktury analyzovaného prost edí, nalézá metoda široké uplatn ní p i ešení r zných úkol nejenom z rámce geologických, inženýrsko-geologických, geotechnických, stavebních prací, ale i z oblasti archeologického pr zkumu. V poslední dob nalézá tato metoda uplatn ní i p i ešení r zných úkol ekologického charakteru (nap . i v oblasti lesního hospodá ství). Ve druhém p ípad se jedná o typ pulseEKKOTM 1000 – GPR (digitální Ground Penetrating Radar) - obr. 2.37, tj. o za ízení, které nalézá výrazn jší uplatn ní v oblasti stavebnictví a umož uje pracovat se zdroji vysokofrekven ních elektromagnetických vln o intenzit v mezích od 10,0 do 1 000MHz ). Krom toho jej lze úsp šn využívat, podobn jako v p ípad systému pulseEKKOTM 100A – GPR, i k identifikace pr b hu a hloubky rozložení r zných zakrytých objekt (potrubí, kabeláží, dutin), stejn jako pro kontrolu stavu podložního útvaru silni ních sítí, železni ních tratí, letištních ploch a pod. S ohledem na skute nost, že je ale tento typ za ízení ur en p edevším pro aplikaci v zastav ných oblastech, místnostech, resp. podzemních prostorách, využívá aparatura stín né anténní systémy. Tento typ georadarového za ízení se uplat uje p edevším p i analýzách integrity stavebních konstrukcí - obr. 2.36, kdy bývá aplikována zejména metoda

- 70 (218) -

GEODYNAMIKA

tzv. prosv cování analyzovaných objekt (nap . obr. 2.35c). Aparaturu lze využít i p i r zných testech nedestruktivního charakteru. Tabulka 5: Srovnání technických parametr obou systém : p ístroj

použitá frekvence

pulse EKKO 100A

(Mhz)

(m)

(cm)

50

do 70m

80cm

100

do 25m

40cm

do 12m

20cm

225

do 5m

15cm

450

do 2m

8cm

900

do 0,3m

4cm

200 pulse EKKO 1000

hloubkový rozsah rozlišovací schopnost

Obr. 2.37a Princip innosti georadaru p i m ení na povrchu Zem

- 71 (218) -


Obr. 2.37 PulseEKKOTM 1000 - GPR (digitální - Ground Penetrating Radar) a jeho anténní p íslušenství. Vysv tlivky: a - anténní systém používaný p i m eních reflexního charakteru (obr.37a); b – anténní systémy ur ené zejména pro aplikaci tzv. prosv cování analyzovaných objekt [se zdroji vysokofrekven ních elektromagnetických vln (z leva do prava), o intenzit 900Mhz; 450Mhz a 225Mhz.]

O br. 2.37b. Tém

spojitý obraz struktury analyzovaného prost edí.

- 72 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.37c. Zp sob prosv cování analyzovaných objekt .

Obr. 2.38. P íklad použití georadaru p i analýze integrity stavební konstrukce. Vysv tlivky: a – indikace narušení integrity stavební konstrukce; b - potvrzení existence indikované nehomogenity, prost ednictvím vrtního pr zkumu. - 73 (218) -


Obr. 2.39. P íklad využití georadaru p i sledování smykových ploch a vnit ní stavby. Vysv tlivky: a - radarový záznam; b - geologicko-geofyzikální interpretace.

- 74 (218) -

GEODYNAMIKA

2.6

SEISMICKÝ PR ZKUM

Seismickým pr zkumem (dále jen seismikou) se zabývá soubor metod, které na bázi studia um le vyvolaných elastických vln analyzují nejenom stavbu zemské k ry. Do první skupiny souboru seismických pr zkumných metod lze za adit p edevším ty, které bývají využívány v tšinou v rámci tzv. inženýrské geologie, hydrogeologie, p i ešení problematiky z oblasti životního prost edí, stejn jako v rámci p ípravných prací, p ed zakládáním staveb. Jejich spole ným znakem je ale nejenom to, že se jedná o seismické práce m lkého dosahu. Pro druhou skupinu souboru seismických pr zkumných metod je charakteristické p edevším to, že se jedná o práce, které jsou zam eny na ešení úkol z rámce hlubší geologické stavby (tj. nap . na ešení strukturn geologické stavby v oblasti svrchní ásti zemské k ry; resp. na problematiku vyhledávání a analýzu struktur v rámci naftové prospekce, apod.). S ohledem na uvád né skute nosti, jsou p i ešení diskutované problematiky aplikovány i odlišné druhy za ízení, která jsou používána jak k vybuzení seismické energie (úder kladiva na podložku; odpal trhavin; mechanické vibrátory apod.), tak i za ízení (seismické aparatury i s p íslušenstvím), sloužící k registraci a následné úprav seismického signálu. V obou p ípadech jsou ale jak p i zpracování, tak p i interpretaci získaných dat, využívány odlišné metodické postupy a rozdílný charakter mívají i grafické výstupy. V posledních desetiletích prošly obdobím významn jšího rozvoje zejména seismické aparatury, a to p edevším v d sledku p echodu na digitální registraci seismických dat. Hlavní význam p i ešení diskutovaných problém mají ale vlny, které se na rozhraních dvou vrstev, jenž mají odlišné fyzikální vlastnosti odráží a vrací se zp t k povrchu zem (resp. k povrchu analyzovaného objektu), tj. odražené a elní vlny. Krom t chto vln mohou k povrchu p icházet ale i jiné vlny, které ruší registraci užite ných vln (resp. užite ného signálu), tj. vlny rušivé. V posledn uvád ném p ípad se jedná nap . o:

• p ímou podélnou vlnu (která se ší í podél zemského povrchu a kdy jde obvykle o elní vlnu, která se ší í podél povrchu skalního podkladu, v podloží tzv. zv tralé vrstvy); • p í né (odražené a elní) vlny; • transformované vlny; • násobné vlny (které vznikají zejména po dopadu podélných odražených vln na zemský povrch a odráží se zp t do hloubky, kde se znovu odráží a vrací se zp t k povrchu; • vlny které vznikají v n kterých p ípadech také po dopadu podélných odražených vln na n která rozhraní uvnit analyzovaného prost edí, kdy se rovn ž vrací zp t do hloubky a teprve následn se dostávají až na povrch);

- 75 (218) -


• difragované vlny, které vznikají zejména p i dopadu seismických vln na n které nespojitosti sledovaných rozhraní, nebo na jiné nehomogenity analyzovaného prost edí; • mikroseismy, které bývají vyvolány nap . p sobením dešt na zemský povrch, nebo pohybem a inností r zných dopravních prost edk apod. V souvislosti s tím jsou také rozlišovány dv základní skupiny metod, tj. metoda ozna ovaná jako reflexní a metoda refrak ní. V ad p ípad bývají v rámci pr zkumné innosti využívány ale i r zné modifikace t chto dvou základních skupin metod - odražených a lomených vln, p i emž se jednotlivé metody liší jak zp sobem vybuzení a p íjmu t chto vln, tak systémem m ení a zpracování získaných seismických materiál .

M ení asu p íchodu seismické vlny k povrchu a analýza charakteru její pohybu v analyzovaných prost edích, poskytují možnost ur it jak hloubku, tak tvar a charakter prost edí, na kterém vlna vznikla. Reflexní metoda se zabývá studiem odražených vln. Refrak ní metoda se zabývá studiem elních vln. P i aplikaci refrak ní metody však vznikají seismické vlny i na rozhraní dvou vrstev s odlišnými fyzikálními vlastnostmi, kdy je ale podmínkou jejich vzniku nár st rychlostí ší ení elastických vln sm rem do hloubky.

2.6.1

Podélné a p í né vln ní

Ší ení elastických vln analyzovaným prost edím není ni ím jiným než všesm rným ší ením deformací a nap tí v prost edí, kde p sobí vnit ní, resp. vn jší síly. V oblasti svého p sobení vyvolává energetický impuls trvalou deformaci, zatím-co mimo tento prostor mají již deformace charakter asov prom nných elastických deformací okolního prost edí, s nimiž je spojen pohyb hmotných ástic. V té ásti prost edí, která obklopuje po áte ní oblast vzruchu, jejich pohyb vyvolává nap tí a v d sledku jeho následných zm n vznikají i asov prom nné deformace. Jelikož se jednotlivé ástice prost edí pohybují a vyvolávají tím nap tí i v okolí, ší í se jak deformace, tak nap tí od místa vzniku (vzruchu) ve tvaru impulsu na všechny strany. Hmotné ástice p itom vykonávají krátkodobé kmity kolem své rovnovážné polohy, a tím že se kmitání ší í od svého zdroje do vzdálen jších oblastí, a že si ástice prost edí postupn p edávají pohyb, vzniká elastická vlna. Podle povahy kmitání ástic, vzhledem ke sm ru ší ení vlny, pak dochází ke vzniku podélného nebo p í ného vln ní.

2.6.2

Podélné vln ní

Podélná vlna (P) je vázána p edevším na deformace objemové, a tím že se ší í prost edím, vznikají ve sm ru její ší ení zóny nahušt ní a z ed ní prost edí, které jsou zp sobeny kmitáním hmotných ástic prost edím kolem své - 76 (218) -

GEODYNAMIKA

rovnovážné osy. P i ší ení této vlny kmitají hmotné ástice ve sm ru její ší ení a rychlost její ší ení lze odvodit ze vztahu:

Vp = [ ( + 2

) / ]1/2

(2.28)

kdy koeficienty … a jsou pružné moduly (tzv. Lameovy koeficienty), a je objemová hustota prost edí, ve v n mž se tyto vlny ší í.

2.6.3

P í né vln ní

P í ná vlna (S) je vázaná pouze na tvarové deformace a tím, že se ší í prost edím dochází ke vzájemnému posunování t ch vrstev prost edí, které stojí kolmo na sm r vlny. P í né vlny se ale mohou ší it pouze v pevných prost edích. Jejich rychlost je menší než rychlost ší ení podélné vlny. Hmotné ástice v tomto p ípad kmitají kolem své klidové polohy v rovinách kolmých na sm r ší ení vlny. Jelikož podmínka kolmosti je spln na jak v rovin vertikální tak i v rovin horizontální, existují dva typy p í ných vln (SV a SH). Rychlost ší ení p í ných vln S, lze odvodit ze vztahu:

Vs =

µ ρ

(2.29)

Tabulka 6: Informa ní p ehled rychlosti ší ení seismických vln v r zném prost edí Hornina nebo prost edí Vzduch

Rychlost P vln (m/s)

Rychlost S vln (m/s)

332

Voda

1400-1500

Nafta

1300-1400

Ocel

6100

3500

Cement

3600

2000

Granit

5500-5900

2800-3000

Basalt

6400

3200

Pískovec

1400-4300

700-2800

Vápenec

5900-6100

2800-3000

Písek (nezvodn lý)

200-1000

80-400

Písek (zvodn lý)

800-2200

320-880

B idlice

1000-2500

400-1000

- 77 (218) -


2.6.4

Ší ení seismických vln v reálných prost edích

Seismické vlny se od svého zdroje ší í všemi sm ry a to rychlostí, která závisí na fyzikálních vlastnostech analyzovaného prost edí a na druhu seismické vlny.

2.6.4.1 Homogenní prost edí Je nejjednodušším seismickým prost edím. V p írod se vyskytuje ale velice z ídka. Kulové plochy, které se v tomto prost edí ší í od místa zdroje, a jejichž polom ry lze definovat vztahem ri = tiv, jsou známé jako izochrony - obr. 2.40/1 a paprsky, které vychází z místa zdroje vytvá í svazek p ímek.

Obr. 2.40/1 Izochrony. Ší í-li se seismická vlna prost edím, v r zných po sob jdoucích asových okamžicích zaujímá její elo r znou polohu a plocha, která v každém asovém okamžiku souhlasí s polohou ela vlny se nazývá izochrona - nap . obr. 2.40/1.

2.6.4.2 Vrstevnaté prost edí V p írod se vyskytuje nej ast ji. Jednotlivé vrstvy (nap . W0 až Wn-1), jsou charakterizovány rychlostmi v0 až vn-1 , hustotami 0 až n-1 , mocnostmi h0 až hn-1 a pod nimi se nachází poloprostor W0 . Vrstvy jsou od sebe odd leny seismickými rozhraními R0 až Rn-1, která mohou mít nejr zn jší tvar. Podložní poloprostor je charakterizován rychlostí vn a hustotou n. V n kterých p ípadech se ale v diskutovaném prost edí m ní rychlost spojit . V takovém p ípad se jedná o prost edí, které je charakterizováno gradientem rychlosti. Zm nu rychlostí s hloubkou (z) lze pak definovat prost ednictvím vztahu v = v(z). S takovým druhem prost edí se lze nej ast ji setkat v oblastech sedimentárních pánví, kdy p i v tších mocnostech sedimentárního komplexu dochází k postupnému zpev ování níže ležících vrstev tlakem výše ležících souvrství, tj. kdy dochází k nar stání hodnot jejich p irozené hustoty, v závislosti na zm n porózity, což je patrné nap . z obr. 2.40.2a. Závislost zm ny objemové hustoty na hloubce uložení sediment , u nejvýznamn jších - 78 (218) -

GEODYNAMIKA

sedimentárních pánví, z prostoru nejbližšího okolí naší republiky, je v generalizované podob nap . patrná z obr. 2.40.2b. N kdy se s tímto typem prost edí m žeme setkat i u zv tralých podpovrchových hornin.

2.6.5

Odraz a lom seismických vln

P í inou odrazu a lomu seismických vln na vrstevních rozhraních je p edevším rozdílnost rychlostí a hustot v t chto vrstvách. Nap . v p ípad , že p edpokládáme existenci dvou homogenních prost edí, která jsou odd lena rovinným rozhraním a rychlosti ší ení seismických vln jsou v nich v1 a v2 , po dopadu podélné seismické vlny P na toto rozhraní (a na její úkor) vzniknou druhotné - sekundární vlny. Ve svrchním prost edí jsou to p edevším vlny odražené (reflektované) a ve spodním prost edí vlny procházející – lomené (refragované) – obr. 2.40.3a,b. Rozhraní na kterém dochází k lomu seismických paprsk , je ozna ováno jako rychlostní rozhraní. Odražená vlna se ší í v prost edí nad rychlostním rozhraním a odráží se zp t do toho prost edí. P i odrazu a lomu vlny se tedy m ní sm r ela vlny a paprsky se lomí. Sm ry ší ení sekundárních vln musí ale vyhovovat podmínkám tzv. Snellových zákon (viz obr. 2.40.3a,b). Podle nichž se uhel dopadu seismické vlny rovná úhlu její odrazu, kdy 1 je uhel dopadu (ke kolmici), uhel 2 je uhel odrazu a v1 a v2 jsou rychlosti dopadající a odražené vlny. V p ípad , že se jedná o dopad monotónní vlny, kdy v1 = v2 potom dle Snellova zákona platí, že 1 = 2.

Obr. 2.40.2a. Závislost pr m rné objemové hustoty a porózity na hloubce, pro jednotlivé stratigrafické stupn z území východoslovenské neogenní pánve. Vysv tlivky k obr. 2.40.2a: a) - závislost pr m rné objemové hustoty na hloubce; b) závislost pr m rné porózity na hloubce: 1 – závislost 0 /H; 2 –

- 79 (218) -


ozna ení strat. stup : 0 - egenburg; 1- karpat; 2- spodní báden; 3- st ední báden; 4 - svrchní báden; 5 - spodní sarmat; 6 - sv. sarmat.

Obr. 2.40.2b Závislost hustot hlavních pánví vnit ních Západních Karpat. Vysv tlivky: 1 - Víde ská pánev; 2 - Podunajská pánev; 3 - Východoslovenská pánev.

Obr. 2.40.3 abc. Odražené a lomené vlny.

- 80 (218) -

GEODYNAMIKA

V ur itém - specifickém p ípad dopadá ale vlna, která se ší í od místa vzruchu, na rychlostní rozhraní pod tzv. kritickým uhlem, kdy se v d sledku specifických podmínek uhel odrazu nerovná uhlu dopadu, ale vlna se láme (vzhledem ke kolmici) pod uhlem 90˚, tj. vzniká elní vlna, která se ší í podél rychlostního rozhraní rychlostí, která odpovídá rychlosti podložního útvaru. obr. 2.38.3c. S ohledem na uvád né skute nosti jsou pak v užité geofyzice, p i aplikaci seismických pr zkumných prací, využívány p edevším p ednosti a výhody, které skýtá bu vznik odražených vln, nebo elních vln. V souvislosti s tím hovo íme o reflexní seismice, tj. o metod odražených vln, nebo o refrak ní seismice, tj. o metod - refragovaných vln. Krom odrazených a lomených vln vznikají p i buzení seismických vln také intenzivní povrchové vlny a to jak Rayleighovi (R), tak Loveho (L). V prvním p ípad se jedné o proces ší ení objemové a st ižné deformace. Vlny tohoto druhu nutí ástice kmitat ve vertikální rovin . Rychlost jejich ší ení je ale menší než rychlost p í ních vln (S). L vlny vyvolávají kmitání ástic prost edí v horizontální rovin , kolmo na sm r jejich ší ení.

2.6.6

Hodochrony seismických vln v nehomogenním prost edí

Seismický pr zkum je ve v tšin p ípad realizován podél seismických profil . V takovém p ípad se seismické vlny ší í od místa jejich vybuzení (nap . odpálením trhaviny, resp. vibrátorem apod.) všemi sm ry. Registrace p íchodu seismických vln (výše diskutovaného druhu) je realizována v p edem zvolených místech, prost ednictvím geofon - obr. 2.41a,b. Jejich funkcí je p evád t mechanické kmitání p dních ástic, které zp sobuje p íchod seismických vln k povrchu, na elektrický signál. Pro pozemní m ení jsou ve v tšin p ípad používány induk ní geofony, které sestávají z pevné a pohyblivé ásti. Pevnou ást tvo í pláš geofonu, který je oby ejn ve spodní ásti opat en špi atým hrotem. Pohyblivá ást geofonu sestává z cívky, zav šené uvnit geofonu na pružin , která sou asn funguje jako setrva ná hmota. P i p íchodu seismické vlny ke geofonu se souhlasn s kmitajícími ásticemi okolí rozkmitá i jeho pláš s permanentním magnetem. Setrva ná hmota cívky se ale snaží zachovat základní klidovou polohu. V souvislosti s tím dochází k relativnímu pohybu cívky v magnetickém poli a ke vzniku elektromotorického nap tí. Elektrický signál z geofon je veden do zesilova , kde je nejenom zesilován, ale i frekven n upravován (tj. filtrován). Teprve potom p echází do registra ního za ízení, kde je nap . zaznamenán i ve form reprodukovatelného záznamu, který m že být následn dále zpracováván. Pro r zné ú ely bývají konstruovány r zné druhy geofon . Nap . vertikální geofony neregistrují seismické vlny, které dopadají na geofon horizontáln . Horizontální geofony, neregistrují vertikální vln ní. T isložkové geofony umož ují registraci jak ve sm ru vertikální osy (z), tak ve sm ru obou horizontálních os (x, a y).

- 81 (218) -


Obr. 2.41: Geofon a) detailní nákres systému ; b) vn jší vzhled Realizuje-li se seismický pr zkum na profilu, v r zných (p edem zvolených) bodech registrujeme as p íchodu seismické vlny k bodu registrace. Vzhledem k tomu, že p itom známe i sou adnice x t chto bod (tj. jejich polohu vzhledem k bodu buzení seismické vlny) - nap . Obr. 2.40.3c, m žeme konstruovat profilové hodochrony seismických vln. Známe-li hodochrony seismických vln, které se ší í v analyzovaném prost edí, úkolem provád ného seismického pr zkumu je pak p edevším ur ení tvaru a pr b hu rozhraní dvou rozdílných geologických strukturních prvk , na kterých registrované vlny vznikají. Aby bylo ale možné tento úkol co nejv rohodn ji vy ešit, je nutné znát také, jakými rychlostmi se jednotlivé seismické vlny v analyzovaném prost edí ší í. Stanovení jejich reálných hodnot je však velice náro ný proces (viz. níže - kap. analýza rychlostí).

2.6.6.1 Hodochrona odražené vlny Odražená vlna se na rozhraní odráží sm rem k povrchu a její hodochrona má vždy tvar hyperboly - nap . obr. 2.42. V p ípad rovinného rozhraní je hyperbola symetrická vzhledem k asové ose.

Obr. .2.42. Záznam hodochron od jednotlivých typ vln - 82 (218) -

GEODYNAMIKA

V p ípad , že se jedná o naklon né rozhraní, minimum hyperboly se posouvá od asové osy sm rem k vykli ování tohoto rozhraní. V p ípad , že sledované rozhraní není rovinné, m že mít hodochrona tvar jaký je nap . patrný z obr. 2.43a.

Obr. 2.43 a,b. Ukázka hodochron seismických vln v n kterých p ípadech, kdy sledované rozhraní není rovinné. Vysv tlivky: a) p íklad hodochrony odražené vlny; b) p íklad hodochrony elní vlny.

2.6.6.2 Hodochrona elní vlny elní vlna je geofony registrovaná spole n s odraženou vlnou. V p ípad , že je analyzované rozhraní rovinné, je hodochrona elní vlny p ímková - nap . obr. 2.42. Bod ve kterém je elní vlna zaregistrována nejd íve, bývá ozna ován jako po áte ní bod elní vlny. V p ípadech, kdy sledované rozhraní není rovinné, není ani hodochrona elní vlny p ímková a m že mít nap . tvar patrný z obr. 2.43b.

2.6.7

Zpracování seismických záznam

Získaná seismické data, která jsou zaregistrovaná) na p íslušná media (v sou asnosti používaným zp sobem, jsou následn zpracovávaná ve vyhodnocovacích st ediscích. Vzhledem k tomu, že ale asy p íchod seismických vln ke geofon m jsou zatíženy r znými chybami, a že za ú elem dalšího zpracování je nutné znát pouze asové hodnoty, které odpovídají dráze seismické vlny, kterou vykoná od bodu její vybuzení k p íslušnému bodu rozhraní a zp t ke geofonu, je nutné nam ené asy opravovat,- tj. je nutné již v pr b hu procesu prvotního zpracování zavád t r zné korekce. Mezi opravy, které jsou používány na opravu nam ených as p íchod seismických vln ke geofon m, náleží jak statické, tak kinematické korekce.

- 83 (218) -


Prost ednictvím zavád ní statických korekcí se odstra uje vliv povrchových faktor na pr b h synfáznosti odražených vln. P i jejich zavád ní se jedná p edevším o opravy: na reliéf, na nízkorychlostní vrstvu, na hloubku zdroje a na fázi.

Kinematické korekce se zavádí p i softvérovém zpracování reflexních dat. V tomto p ípad se jedná o transformaci klasické dráhy seismického paprsku (od zdroje vybuzení, k rozhraní a zp t ke geofonu) na nejkratší možnou dráhu (od zdroje kolmo na rozhraní a zp t), která je reprezentovaná tzv. dvojnásobným asem, který po této dráze seismická vlna dosáhne.

2.6.8

Ur ování seismických rychlostí

Zatímco hlavním úkolem seismických terénních prací, je získání as p íchod p íslušných seismických vln (které se v analyzovaném prost edí ší í) ke geofon m, úkolem provád ného seismického pr zkumu je p edevším urení tvaru a pr b hu rozhraní rozdílných geologických strukturních prvk , na kterých registrované vlny vznikají. Aby ale bylo možné tento úkol co nejv rohodn ji vy ešit, je pot ebné znát, jakými rychlostmi se jednotlivé seismické vlny v analyzovaném prost edí ší í, aby mohly být získané asové informace, o p íchod p íslušných seismických vln ke geofon m, využity k ur ení drah jednotlivých seismických paprsk . Stanovení reálných a p esných hodnot rychlostí ší ení seismických vln je velice náro ný proces, nebo na p esnosti, s jakou je rozd lení rychlostí v analyzovaném prost edí ur eno, závisí p esnost sestrojených finálních produkt - tj. sestrojených seismických ez . Ke stanovení rychlostí ší ení seismických vln v r zných prost edích lze využít n kolik r zných zp sob . Mezi ast ji využívané zp soby náleží zejména: seismokarotážní m ení (tj. bezprost ední sledování pr chodu vln ve vrtech nap . obr. 2.44.1, resp. v n kterých vhodných hornických dílech); ur ení rychlostí prost ednictvím laboratorních m ení na vzorcích; stanovení efektivních rychlostí z hodochron užite ných (hlavn odražených) vln - obr. 2.44.1a,b; i zp sob analýzy rychlostí prost ednictvím využití reflexních dat. Pokud jde o seismokarotáž, jedná se o velice nákladnou záležitost. Vzhledem k tomu, že se ale zna ná ást seismických prací provádí v oblastech, ve kterých vrtní práce s pot ebným hloubkovým rozsahem tém (nebo v bec) neexistují, dochází k její aplikaci velice z ídka. Nej ast ji bývá tento zp sob využíván v rámci naftové prospekce. Ur ování rychlostí, prost ednictvím laboratorních m ení na vzorcích, bývá provád no pom rn v omezen jším rozsahu, nebo hodnoty rychlostí, ur ené tímto zp sobem se velice asto zna n liší od reálných rychlostí. Zp sob stanovení efektivních rychlostí z hodochron užite ných - hlavn odražených vln bývá ale využíván pom rn asto. Vzhledem k tomu, že jsou ale tyto rychlosti vypo teny za ur itých p edpoklad , bývají ozna ovány jako tzv. efektivní rychlosti.

- 84 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.44. Zp sob výpo tu efektivních rychlostí z hodochrony odražené vlny. Vysv tlivky: a) výpo et zp sobem konstantních rozdíl ; b - výpo et transformací na p ímku (kdy hodnota Vef je ur ena sm rnicí p ímky).

2.6.9

Zp soby zpracování a interpretace seismických dat

Zp sob zpracování a interpretace provád ných seismických pr zkumných prací je velice asto pon kud jiný u prací, které eší problematiku m lké geologické stavby, než u prací které jsou zam eny na analýzu hlubší geologické stavby. V prvním p ípad , kdy se jedná o pr zkumné práce, které eší problematiku m lké geologické stavby a jsou aplikovány nap . v rámci ešení nejr zn jší problematiky u náro ných inženýrských staveb (jako jsou nap . p ehrady, tunely, nebo oblasti postižené svahovými deformacemi), nebo p i ešení problematiky z oblasti životního prost edí, v hydrogeologii apod., bývají velice asto výsledným produktem zpracování a interpreta ního výstupu pouze jednoduché seismické ezy s indikovanými seismickými rozhraními (v etn jejich rychlostních charakteristik), které se v analyzovaném hloubkovém intervalu vyskytují - nap . obr. 2.45.

- 85 (218) -


Obr. 2.44.1. K ivky st edních rychlostí z oblasti východoslovenského flyšového regionu. V takových p ípadech lze seismická rozhraní sestrojit z opravených hodochron r znými zp soby. Velice asto jsou sestrojována metodou asových polí, nebo metodou t0. Dle Mareš S., et al. -1979 je výhodné metodu asových polí, která se dá po úprav použít i v metod odražených vln, použít zejména v p ípadech, kdy se jedná o složit jší pr b h rozhraní, tj. v p ípadech kdy sledované rozhraní není rovinné. Ukázka principu metody je patrná nap . z obr. 2.46. P i ešení je p edpokládána existence dvou vst ícných hodochron H i H´ , které odpovídají výbuch m v bodech O a O´, jenž jsou spolu spojeny tzv. asem vzájemnosti (reciprocity) T. V p ípad , že vlna podél sledovaného rozhraní pouze klouže (a neproniká níže ležícím rozhraním), platí pro asy pr chodu vln z bodu odpalu O a O´ do bodu D (který leží na rozhraní) vztah: - 86 (218) -

GEODYNAMIKA

t0AD + t0BD = t0ADBO´ = T, tj. podmínka která je spln na pro libovolný bod

rozhraní.

V p ípad , že si asové pole lomených vln z bod O a O´ ozna íme jako t (x,z) a t´(x,z), lze p edcházející vztah p epsat do tvaru:

tR (x,z) + t´R (x,z) = T , kdy index R znamená, že tR a t´R se vztahují k rozhraní R.

Aby bylo ale možné toto rozhraní sestrojit, musí se nejd íve sestrojit asové pole t (x,z) a t´(x,z) - obr. 2.45a. Ur itou izochronu lze potom sestrojit tak, že z bod na povrchu (s asy které se liší od izochrony o ∆t, 2∆t, atd.) se opíší kružítkem oblou ky o polom rech:

r1 = vst . . ∆t , r2 = vst . . 2∆t Vzhledem k tomu, že se ale (jak již bylo uvedeno i výše) efektivní rychlosti vef, výpo tené z hodochrony odražené vlny asto nijak výrazn ji neliší od st edních rychlostí (vst . ), které byly získány v rámci seismokarotážních prací, lze je v generelu použít nap . i p i ešení posledn diskutovaných vztah . Pr b h izochrony je pak dán obalovou arou t chto oblou k . Pr b h analyzovaného rozhraní v kone né fázy ešení ur ují pr se íky izochron t a t´ - obr. 2.46b.

Obr. 2.45 Jednoduchý seismický ez s indikovanými seismickými rozhraními (pole rychlostí v údolí pod p ehradou). (Upraveno dle Bláha, Müller – 2001).

- 87 (218) -


Obr. 2.46 Princip metody asových polí.

Obr. 2.46a,b. Metoda asových polí. Vysv tlivky: a) zp sob konstrukce izochrony; b) konstrukce sledovaného rozhraní. Ve druhém p ípad , kdy se jedná o pr zkumné práce, které eší problematiku hlubší geologické stavby a jsou aplikovány. nap . p i ešení nejr zn jší problematiky z rámce analýzy strukturn - tektonické stavby zemské k ry, resp. nejenom v rámci vyhledávacího pr zkumu uhlovodík , jsou ve v tšin p ípad konstruovány asové ezy (a to bu tzv. migrované, resp. nemigrované), které skýtají asový obraz o charakteru geologické stavby, ve sledovaném hloubkovém intervalu.

Migrovaný asový ez zobrazuje reálnou polohu odrazových prvk . Nemigrovaný asový ez p edpokládá jejich horizontální polohu. - 88 (218) -

GEODYNAMIKA

Vhodnost a reálnost aplikace hlubinné reflexní seismiky, p i ešení úkol z rámce výše uvád né problematiky dokumentují i n které níže uvedené asové ezy - obr. 2.45, 2.47, 2.48, 2.49 a 2.50.

Obr. 2.47. Seismický migrovaný ez nap í riftovou strukturou (Centrální Afrika).

Obr. 2.48. Migrovaný seismický ez z flyšového pásma Západních Karpat.

- 89 (218) -


Obr. 2.49. výpl

ást migrova-ného seismického ezu zachycující terciérní pánevní

Obr. 2.50 Hlubinný seismický profil HSS VI dopln ný o tíhové a magnetometrické údaje. Vysv tlivky: 1 - sedimenty p edhlubn a flyše, 2 – izolinie rychlostí, 3 – refrak ní rozhraní, 4 - MOHO rozhraní, 5 – hlubinné zlomy.

- 90 (218) -

GEODYNAMIKA

2.7

RADIONUKLIDOVÉ METODY

Rozvoj použití metod jaderné geofyziky je úzce spjat s vývojem techniky detekce jaderného zá ení. Studium jev jaderného zá ení a scintilace z po átku dvacátého století, návrh po íta e alfa ástic realizovaný Rutherfordem a Griperem r. 1908, konstrukce Geigerova -Müllerova po íta e v r.1928 a snaha o nastavení radioaktivity hornin vedly k sestavení prvních p enosných m i radioaktivity po r. 1930. V roce 1934 byla I. a F. J. Curieovými objevena um lá radioaktivita. Velký rozmach pr zkumu uranu po r. 1945 podmínil také rozvoj terénních p ístroj . V roce 1947 byla v USA, Kanad a SSSR, realizována prvá letecká m ení radioaktivity hornin, v padesátých letech práv prošlého století se rozvíjí spektrometrie gama zá ení se scintila ními po íta i, koncem šedesátých let jsou konstruovány moderní letecké a pozemní gama spektrometry, v sedmdesátých letech se uplat uje technika polovodi ových detektor pro m ení ve vrtech a intenzívn se prosazuje automatizace zpracování nam ených dat.

2.7.1

Radionuklidové metody

Využívají p em n jader atom , jaderného zá ení a jeho p sobení na hmotu. P i použití v oboru geologie je d líme na metody zabývající se m ením p irozené radioaktivity hornin ( asto ozna ované jako radiometrické metody) a na metody využívající vzbuzená pole jaderného zá ení (metody jaderné geofyziky). Radiometrické metody umož ují kvalitativní a kvantitativní stanovení p irozených radioaktivních prvk v horninách, vodách a vzduchu. Metody jaderné geofyziky, které využívají p sobení um lých zdroj jaderného zá ení na zkoumané geologické objekty, umož ují stanovení obsah prvk a fyzikálních vlastností hornin. Podle typu detekovaného jaderného zá ení se radionuklidové metody d lí na metody alfa, beta, gama a neutronové. Radionuklidové metody se uplat ují p i geologickém mapování, vyhledávání a pr zkumu ložisek nerostných surovin, v hydrogeologii, p i ešení inženýrskogeologických problém a v provozu dol a úpraven. Jaderné zá ení zkoumaných p írodních objekt se m í z letadel, automobil , pomocí ru ních p enosných p ístroj , ve vrtech, v dolech, na mo ském dn a v laborato ích. Význam a d ležitost radionuklidových metod se naposledy projevil p i výbuchu v JE ernobyl na Ukrajin .

2.7.2

Radioaktivita - okolo nás

Teplo a sv tlo jsou druhy radiace (vyza ování, tj. p enosu energie), které je lov k schopen cítit anebo vid t. Existují ale i jiné druhy radiace, které lidské smysly nejsou schopné zachytit. Ve skute nosti takovouto neviditelnou radiaci neustále p ijímáme z oblohy, ze zem , ze vzduchu, ba dokonce z našeho jídla a nápoj . Tento druh radiace - radioaktivní zá ení je p ítomný všude - 91 (218) -


v našem životním prost edí. Podle p vodu svých zdroj je možné tuto, pro nás v podstat tzv. “radioaktivní zát ž “, rozd lit na p írodní a um lou. P írodní zdroje radioaktivity jsou sou ástí p írodního prost edí a vždy sprovázeli život na Zemi. Nejdéle žijíce radioaktivní ástice vznikli ješt p edtím než se zformovala naše planeta. Žijí dodnes a proto zá ení, které produkují, vždy bylo a je naším jednak nevyhnutným a jednak normálním radioaktivním pozadím. Um lé zdroje radioaktivity jsou výsledkem lidské innosti a jsou cizí živé i neživé p írod . Existující p írodní radioaktivita pozadí se za poslední století v globále velmi mírn zvýšila v d sledku takových lidských aktivit, jako jsou zkoušky jaderných zbraní a výroba energie v jaderných elektrárnách. Velikost p írodní i um lé radioaktivity je na r zných místech zemského povrchu r zná a m ní se i v ase, protože závisí od množstva faktor , nap . od složeni zem (hornin), stavebných materiál , ro ní doby, zem pisné ší ky, do ur ité míry od podmínek po así a mnohých dalších faktor , a to nejen p írodních. Ob velké skupiny zdroj radioaktivity zp sobují dvojí ozá ení lov ka (obr. 2.51):

•

vn jší (kde je zdroj zá ení mimo lidského t la a teda zá ení p ichází zvn jšku) a • vnit ní (kde je zdroj zá ení uvnit lidského t la, bu jako jeho p irozená stavební složka, anebo se tam dostal dýcháním resp. požíváním potravy).

Obr. 2.51. Schematické znázorní p sobení r zných druh p írodní radioaktivity na lov ka. (A - kosmické zá ení, B - vdechnutý radioaktivní plyn radon, C draslík jako jsou as organizmu, D –zá ení ze zem , E - radon uvoln ný z hornin)

- 92 (218) -

GEODYNAMIKA

2.7.3

Jev radioaktivity

Každý živý organizmus i neživá v c se skládá z atom r zných prvk , 27 nap . t lo lov ka je budované p ibližn 4.10 atomy kyslíku, uhlíku, vodíku, dusíku. fosforu, draslíku a jiných prvk . Atomy prvk se skládají z jádra a elektronového obalu. Jádro je tvo eno protony a neutrony. Elektrony se pohybují na elektronových sférách ozna ovaných K, L, M, N, O, P, Q. Elementární náboj nabitých ástic je 1,602.10-19 C. Izotopy prvk ozna ujeme symboly ZA X , kde A je hmotnostní íslo prvku a X chemický symbol prvku. Z je atomové íslo prvku. Hmotnost atomu je zkoncentrovaná do jádra, kterého objem je p itom sotva 1011 ástí celkového objemu atomu. Prostor okolo jádra je tém prázdný, krom malých záporn nabitých astíc - elektron (e ), které ho obíhají (obr. 2.52a). Elektrony ur ují chemické chování dané ástice. Nemají nic do in ní s radioaktivitou. Radioaktivita je “výhradn “ závislá jen od struktury jádra. + Prvek je definovaný po tem proton (p ) ve svém jád e (protonové íslo). ím v tší je po et proton , tím t žší je jádro. Vodík má 1 proton, hélium 2, lithium 3, ale thorium má už 90 proton , protaktinium 91 a uran 92. T žké prvky, s více jako 92 protony, jsou známe jako transurany.

Obr. 2.52a Schematický model atomu.

Obr.2.52b Princip stability jádra.

Spolu s protony se v jád e nachází i neutrální, ale mnohem t žší ástice - neutrony (n). Jejich po et v jád e ur uje, zda je jádro stabilní nebo nestabilní, tedy radioaktivní. Aby bylo jádro stabilní, m l by být po et neutron stejný jako po et proton . Ve stabilním jád e jsou protony a neutrony spolu vázány velice silnými dost edivými - p itažlivými, tzv. jadernými sílami, takže žádná z ástic nem že jádro opustit. V takovém p ípad je všechno v po ádku a jádro je v rovnovážném stavu. Problémy nastávají pokud je po et neutron jiný jako po et proton (obr. 2.52b). V takovém p ípade má jádro p ebytek energie a - 93 (218) -


jednoducho není schopné držet pohromad , protože odst edivé - odpudivé elektrostatické sily mezi protony získávají p evahu nad dost edivými - jadernými silami a ty jsou nuceny p ebytek energie uvolnit. Tato nestabilita je pozorovaná u jader atom s hmotnostním íslem nad 210 a tyto prvky existují b žn v p írod . R zné jádra uvol ují p ebyte nou energii r zným zp sobem, bu ve form elektromagnetických vln nebo tok r zných ástic. Tento tok energie se ozna uje jako radiace anebo radioaktivní zá ení. Protože se týká jádra i jaderného zá ení. Proces, v rámci n hož nestabilní atom uvol uje p ebytek energie je ozna ován jako radioaktivní rozpad. Lehké jádra s n kolika protony a neutrony se stávají stabilními po jednom rozpadu. Když se rozpadává t žké jádro, nap . rádia nebo uranu, m že být výsledné jádro i nadále nestabilní a rozpadá se ješt dále. Finální stabilní stav m že nastat až po mnohých rozpadech. Takovéto postupnosti nestabilních jader atom se ozna ují jako radioaktivní rozpadové ady. Za ínají rozpadem tzv. mate ských prvk uranu a thoria a kon í stabilními jádry olova, mezi kterými je množství meziprodukt rozpadu, které se ozna uji jako dce inné produkty rozpadu anebo potomstvo. P írodní radioaktivní rozpad je d kazem existence mnohých radioaktivních nuklid v p írodním prost edí. P em ny jader atom vznikají p sobením externího zá ení na atomy hmoty, nebo v d sledku vnit ní nestability jader atom . Dopadají-li ástice a na jádra X atom , tvo í se jádra Y a uvol ují ástice b,

a + X → Y + b;

(2.30)

reakci lze zapsat X (a, b)Y. Pravd podobnost vzniku interakce jaderného zá e2 ní s hmotou vyjad uje ú inný pr ez ( cm ) reakce daného typu. Pro energie ástic a (E a ≤ 10 MeV) je p em na obvykle uskute n na v posloupnosti

a + X →

Y ∗ → Y + b,

(2.31)

p i které vzniká vzbuzené jádro atomu Y ∗ . Jeho p echod na stabilní energetickou úrove m že být okamžitý nebo postupný; ve druhém p ípad se jádra Y ∗ p em ují ve smyslu posloupnosti

Y∗

→ Z +c

(2.32)

a v tomto p ípad mluvíme o um lé radioaktivit . Nacházejí-li se jádra Y ∗ v p írod , ozna ujeme p em ny podle výše uvedeného vzorce jako p irozenou radioaktivitu. P em ny jader Y ∗ atom jsou provázeny emisí ástic (b, c) nebo energie, takzvaným jaderným zá ením; takové prvky ozna ujeme jako radioaktivní. Typy p em n jsou: alfa, beta, záchyt elektronu a d lení jader. Zákon radioaktivního rozpadu vyjad uje závislost úbytku po tu atom N radioaktivního prvku na ase t

Nt = N0 exp (- t)

(2.33)

kde Nt , No jsou po ty atom prvku v asech t , a t = 0, ( s- ) je rozpadová konstanta prvku, charakterizující rychlost rozpadu. Polo as rozpadu T (s) je 1

- 94 (218) -

GEODYNAMIKA

doba, za kterou se z po áte ního množství radionuklid rozpadne jedna polovina. T =

1n 2

λ

=

0,693

(2.34)

λ

Za dobu 5T zbude 3% výchozího množství radionuklid , za 7 T 1%, za 10T 0,1 %. Proces radioaktivního rozpadu nestabilních jader neprobíhá u všech prvk stejnou rychlostí. Rychlost rozpadu je daná tzv. polo asem rozpadu, což je as, za který se rozpadne práv polovina z p vodního množství jader daného prvku. Tento as je konstantní a charakteristický pro každý radionuklid. Polo asy roz-10 padu pokrývají velmi široký asový interval: od nejkratších ~ 10 sekund, až 10 po nejdelší ~ 10 rok . Polo as rozpadu umož uje stanovit radioaktivitu n jakého objektu v ur itém ase. RADIOAKTIVITA - je schopnost (vlastnost) n kterých látek (prvk ) samovoln vysílat neviditelné zá ení. Látky (prvky), které tuto schopnost mají se ozna ují jako RADIOAKTIVNÍ LÁTKY . NUKLID - je prvek složený ze stejných atom , které jsou ur eny po tem proton a neutron . Nuklidy stejného prvku, jejichž atomy mají stejný po et proton , ale r zný po et neutron jsou považovány za IZOTOPY tohoto prvku (obr. 2.53). RADIONUKLID - je nestabilní (radioaktivní) nuklid, který podléhá samovolné radioaktivní prom n . RADIOIZOTOP - je nestabilní (radioaktivní) izotop prvku, který podléhá samovolné radioaktivní prom n .

Obr. 2.53 Vymezení pojmu nuklid a izotop.

- 95 (218) -


2.7.4

Druhy radioaktivního zá ení

Existence radioaktivního zá ení v naší blízkosti je d kazem p ítomnosti nestabilních a rozpadávajících se radioaktivních látek, jejichž druh a polohu pot ebujeme co nejp esn ji zjistit. Poznání fyzikální podstaty r zných druh zá ení je proto nevyhnutné pro jeho správnou detekci a pro získání informací o množství a charakteru radioaktivní látky. Radioaktivní zá ení existuje ve více formách, a sice bu jde o tok ástic (hmotných a p ípadn i elektricky nabitých) nebo o elektromagnetické vln ní (nehmotné a bez náboje). Z historických d vod se jednotlivé druhy zá ení ozna ují α, β, γ (jak byly postupn objevované), a až zna n pozd ji byla zjišt ná jejich podstata (obr. 2.54). 4

2+

ZÁ ENÍ (α) - je to proud (tok) kladn nabitých ástic - jader hélia 2He , které mají relativn velkou hmotnost a náboj, anebo mají silné ioniza ní schopnosti, tj. schopnosti rozbíjet neutrální molekuly plyn ve vzduchu na vodivé ionty. Zastavuje ho však už list papíru nebo pokožka - obr. 2.55. Proto látky, které vyza ují toto zá ení (α- zá i e), jsou nebezpe né pro živá tkaniva až když jsou zhltnuté anebo vdechnuté do t la. -

ZÁ ENÍ (β) - je to proud záporn (nebo kladn ) nabitých elektron e (pozitro+ n e ), které jsou leh í a mají menší náboj než ástice α. Mají proto v tší schopnost pr niku hmotou a zastaví je nap . tenká vrstva vody, skla nebo kovu (hliník) (obr. 2.55). Uvnit t la jsou rovn ž velice nebezpe né. P i pr chodu zá ení gama hmotou nastává interakce kvant gama s atomy hmoty: nejd ležit jší jevy vzájemného p sobení jsou fotoefekt, Compton v jev a tvo ení pár elektron - pozitron.Ú inné pr ezy uvedených reakcí jsou závislé na energii E zá ení gama a na složení hmotného prost edí, které lze charakterizovat efektivní hodnotou atomového ísla. Následkem interakcí je snižování energie kvant gama, jejich rozptyl a pohlcení. Pokles intenzity zá ení gama p i pr chodu hmotnou p ekážkou charakterizuje lineární koeficient zeslabení –1 zá ení gama (cm ).

Obr. 2.54 Základní charakteristiky r zných druh zá ení.

- 96 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.55 Schematické znázorn ní pr niku r zných druh radioaktivního zá ení hmotou. Vysv tlivky: A – papír; B - hliník; C - olovo, D – beton. Pohlcení primárního zá ení zdroje o energii Eo (geometrie úzkého svazku paprsk , vyjad uje vztah

I1 = I0 exp (- x), kde I0 a I1 jsou intenzity zá ení gama p ed a za hmotnou p ekážkou o rozm ru x (cm). P i m ení celkového zá ení gama všech energií E (geometrie širokého svazku paprsk ), zahrnujícího primární zá ení a zá ení rozptýlené a sekundární, vznikající v hmotné p ekážce, lze absorpci popsat vztahem

I2 = I0 exp (- x) B, kde B = I2

(2.35)

I1 > 1 je faktor vzr stu m eného pole.

NEUTRONOVÉ ZÁ ENÍ - jsou to ástice bez elektrického náboje a s ur itou hmotností, což jim umož uje lehký pr chod materiály. Neionizují prost edí p ímo, ale svojí interakcí s atomy hmoty dávají p í inu vzniku α, β, γ a X paprsk m, které uskute ují ionizaci. Tok neutron se dá zastavit až velice silnými vrstvami betonu, vody nebo parafínu (obr. 2.55). Tyto druhy radioaktivního zá ení se také ozna ují jako ionizující zá ení, p iemž zá ení α a β jsou p ímo ionizující a zá ení nové zá ení jsou nep ímo ionizující.

2.7.5

γ

- rentgenové a neutro-

Zdroje radioaktivity

Mezi p irozené radionuklidy pat í leny p irozených radioaktivních rozpadových ad. Rozpadové ady se nazývají podle svých mate ských prvk 238 U, 235 U, 232Th. Z stávají-li leny rozpadové ady v p írodních objektech na míst , vzniká mezi nimi radioaktivní rovnováha. Za podmínek 1 → 0, 1< λ 1 vzniká mezi mate ským prvkem (i = 1) a jeho produkty rozpadu (i = 2,3,4,…) trvalá radioaktivní rovnováha ur ená vztahem:

- 97 (218) -


λ 1N1 = λ 2 N2 = λ 3N3 = … λ i Ni V ad 238 Ua

(2.36)

238 226

U je za stavu trvalé radioaktivní rovnováhy d ležitý pom r hmot Ra

mU : mRa = 1 : 3,14 . 10-7. V p írodním prost edí m že být vlivem rozdílné rozpustnosti a transportu len ady radioaktivní rovnováha porušena. Stav charakterizuje koeficient radioaktivní rovnováhy ur ený z experimentáln stanovených hodnot mU a mRa :

k rr =

m Ra mU 3,4.10 −7

(2.37)

P i krátkém polo asu rozpadu mate ského prvku vzniká p echodná radioaktivní rovnováha. leny rozpadových ad jsou zdroje zá ení alfa, beta, gama.

2.7.6

Zdroje p írodní radioaktivity

K p írodním zdroj m radioaktivity pat í:

A) p írodní radioaktivita hornin, hydrosféry a atmosféry, která pochází od dvou druh radionuklid : 1. primárních (obr. 2.57), a to: a)

40

48

87

96

147

K, Ca, Rb, Zr, Sm a další, které netvo í rozpadové ady. Vzhledem k p ítomnosti v horninách, množství a aktivit je nejd ležit jším draslík. 238 U (tzv. b) rozpadových produkt rozpadových ad mate ských prvk 235 uranový rozpadový rad) a U (tzv. aktino-uranová rozpadová ada). 206 207 ady kon í stabilními izotopy olova Pb a Pb. 232 Th (tzv. c) rozpadových produkt rozpadového radu materského prvku 208 thoriová rozpadová ada), který kon í stabilním Pb. 2. kosmogenních, které vznikají interakcí kosmického zá ení s atomy prvk v atmosfé e (nap . 14 C, 3 H a jiné):

B) kosmické zá ení, které p edstavuje proud (tok) r zných lehkých nabitých ástic (α, p) vysokých energií a je možné ho roz lenit na: 1. primární kosmické zá ení: a) galaktické, pocházející z naší galaxie a b) slune ní (solární) zá ení. 2. sekundární kosmické zá ení vznikající interakcí primárního kosmického zá ení se složkami atmosféry, p i emž vznikají všechny dnes známe elementární ástice.

- 98 (218) -

GEODYNAMIKA

Kosmické zá ení je detekováno spole n s jinými druhy zá ení na Zemi. Z celkového po tu asi 230 známých p írodních radionuklid podstatná ást 40 238 radioaktivity pochází hlavn od radionuklid draslíku K, uranu U a thoria 232 Th. K dodate ným zdroj m p írodní radioaktivity je možné z hlediska hodnocení kvality životného prost edí za adit další dva zdroje: a) zá ení rozpadových produkt radioaktivních plyn (izotop ra219, 220, 222 donu Rn), které po svém vzniku v rozpadových a235 232 238 dách U, Th a U unikly z horniny do ovzduší a b) radioaktivitu stavebných materiál .

2.7.7

Zdroje um lé radioaktivity

Zdroji um lé radioaktivity jsou um lé radionuklidy. Vznikají p sobením neutron (n), nabitých ástic (p,α, d) a gama zá ení na atomy jinak stabilních prvk nebo p i št pení jader t žkých prvk . V sou asnosti je známo asi 800 um lých radionuklid , které vznikají p i jaderných výbuších a regulovaných procesech oza ování prvk v jaderných generátorech a reaktorech. Mnohé z nich jsou využívány v r zných oblastech, nap . v medicín , energetice, potra238 Pu a viná ství, atd. B žn jsou využívané jako zdroje zá ení alfa nap . 239 14 204 Pu, jako zdroje zá ení beta nap . C a Tl a jako zdroje gama zá ení nap . 1 37 24 60 Cs, Am, Co a jiné. Oblasti vzniku, resp. použití um lých radionuklid : léka ská diagnostika, bá ská innost, provoz elektráren na fosilní paliva, jaderná energetika a innost spojená s palivo- energetickým cyklem radioaktivních surovin, zkoušky jaderných zbraní, um lé hnojiva, použití radionuklid v pr myslu, zem d lství, potraviná ství, atd.

2.7.8

Struktura radia ní zát že obyvatelstva

Z velkého množství celosv tových m ení radioaktivity p írodního a životného prost edí bylo možné stanovit základní rozd lení hlavních zdroj zá ení, jenž jsou znázorn ny v tab.B a na obr. 2.58. Tabulka. B P ísp vky z hlavních p írodních zdroj zá ení – (dle Daniel et al. - 1996) zdroj ozá ení kosmické zá ení

vn jší [%]

vnit ní [%]

17

Spolu [%] 17

Kosmogenní radionuklidy

1

1

primární radionuklidy K-40

6

7

13

rozpadový rad U-238

4

51

55

rozpadový rad Th-232

7

7

14

- 99 (218) -


Vyplývá z nich, že nejv tší as radioaktivního zá ení dopadajícího na lov ka pochází z horninového prost edí (tém 50 % z radonu a asi 60 % spolu z radonu a hornin), což p ed geofyziky staví velice d ležitý úkol, týkající se m ení radioaktivity horninového prost edí, s cílem zjišt ní objemové aktivity radonu v horninách, v jednotlivých zájmových oblastech. M ení tohoto druhu jsou v R realizována v rámci tzv. radonového programu již od r. 1990.

2.7.9

Jednotky radioaktivity

Veli iny jaderné fyziky se vyjad ují v jednotkách mezinárodní soustavy SI. Nejzákladn jší z nich jsou uvedeny v kap. I. (P ehled hlavních užitých symbol a jednotek - str.5), spole n s vysv tlením jejich obsahové nápln . Krom toho se radioaktivita p írodních materiál (hornin, tekutin, plyn ) asto vyjad uje množstvím (koncentrací) radioaktivních prvk v nich obsaže-4 ných v % nebo jednotkách ppm (parts per million), tj. (1 ppm = 1 0 %).

2.7.10 M ení radioaktivity K m ení radioaktivity, zejména pro geologické ú ely, se využívá množství metod, které jsou souhrnn ozna ovány jako radionuklidové metody. Tyto metody využívají prom ny jader atom , jaderné zá ení a p sobení jaderného zá ení na hmotu. Lze je rozd lit na dv velké skupiny, a to na:

• metody m ení p írodní radioaktivity (radiometrické metody), které kvalitativn a kvantitativn stanovují p ítomnost p írodních radioaktivních prvk v horninách, vodách a vzduchu a • metody m ení vybuzených polí jaderného zá ení (metody jaderné geofyziky), které využívají p sobení zdroj jaderného zá ení na zkoumané geologické objekty a umož ují stanovení obsahu prvk a fyzikálních vlastností hornin. Podle typu detekovaného jaderného zá ení se radionuklidové metody d lí na metody alfa, beta, gama a neutron . Podle podmínek m ení se radionuklidové metody d lí na metody laboratorní a metody terénní, které mohou být letecké, automobilové, p ší, vrtní, bá ské a m ení na mo ském dn . K m ení jaderného zá ení , , , n se užívají radiometrické p ístroje. Podstatnou ástí t chto aparatur jsou detektory. Zp sob m ení jaderného zá ení je podmín n jeho charakterem a konstrukcí radiometrických p ístroj . Jejich nejd ležit jší sou ástí jsou detektory.

- 100 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.56. Spektrum elektromagnetického zá ení.

2.7.11 Detektory V detektorech dochází k p em n energie zá ení na elektrické veli iny. V geofyzice se užívají detektory r zných typ .

Ioniza ní komory - využívají ioniza ních vlastností jaderného zá ení. Ioniza ní komory jsou obvykle válcového tvaru. Zá ení zdroje ionizuje v komo e p ítomný plyn a podle stupn jeho ionizace protéká mezi elektrodami komory ioniza ní proud, jehož hodnota je mírou radioaktivity zdroje. Ioniza ní komory se nej ast ji užívají k detekci zá ení alfa. Proporcionální po íta e - jsou válcového tvaru, jsou pln ny plynem. V ose válcové katody je vodivé vlákno - anoda. Po dopadu ionizující ástice do prostoru po íta e vzniká et zová reakce násobení po tu iont , podmín ná silným elektrickým polem mezi elektrodami. Mezi elektrodami prote e proud, který se na výstupu po íta e projeví jako nap ový impuls. Amplituda impulsu je úm rná energii dopadnuté ástice (proporcionalita). Po íta e se užívají k analýze energií jaderného zá ení (spektrometrie). - 101 (218) -


Obr. 2.57. P írodní radioaktivní rozpadové rady 238 U, 235 U, 232 Th a rozpad 40 K. (upraveno dle Gruntorád et al. – 1985). Vysv tlivky: ozna ení polo as rozpadu (r - rok, d - den, min - minuta, s - sekunda).

Geigerovy-Müllerovy po ítací trubice - jsou konstruk n podobné proporcionálním po íta m, pracují však p i vyšších nap tích (200 až 1 500 V). Amplitudy impuls na výstupu jsou p ibližn jednotné a nejsou úm rné energiím detekovaných ástic. ástice beta jsou detekovány p ímo, kvanta gama totiž uvol ují z katody GM po íta e elektrony, které realizují prvotní ionizaci. Scintila ní po íta e - se skládají ze scintila ní látky a fotonásobi e. Dopad ástice do scintila ní látky podmíní emisi fotonu (scintilace), který z fotokatody fotonásobi e vyráží elektrony, jejichž po et se ve fotonásobi i progresivn znásobí. Elektronový mrak, který dopadne na anodu podmíní vznik nap ového impulsu na výstupu po íta e, jehož amplituda je úm rná energii detekované ástice. Scintila ní po íta e ZnS(Ag) lze užít pro spektrometrii alfa, CsI(TI) pro spektrometrii beta, NaI(TI) pro spektrometrii gama. Polovodi ové po íta e - využívají vzniku volných nositel náboj po dopadu detekovaných ástic do ú inného objemu polovodi e. Amplituda impulsu na výstupu po íta e je úm rná energii detekované ástice. Užívají se k detekci nabitých ástic, rentgenového zá ení a zá ení gama. Pro spektrometrii gama se užívá detektor Si(Li), Ge(Li) a Ge.

- 102 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.58. Základní rozd lení hlavních zdroj zá ení. Vysv tlivky: 1 - ozá ení v zdravotnických za ízeních; 2 - ozá ení z jiných zdroj ; 3 – ozá ení ze Zem ; 4 - ozá ení z jaderných elektráren; 5 - ozá ení z vesmíru; 6 - ozá ení z t lesných tkaniv; 7 - ozá ení na pracovišti; 8 - ozá ení z radonu.

Detektory neutron - jsou po íta e podobných konstrukcí, ve kterých p idáním vhodné látky se uskute ní reakce, p i které je neutrony uvoln na nabitá ástice detekovatelná podle ioniza ních ú ink . Citlivost detektoru je dána -1 etností produkovaných impuls (imp s ) p i ozá ení jednotkovým polem. Ú innost po íta e g(E) je pom r po tu impuls na výstupu po íta e k po tu ástic dopadlých do jeho objemu. Spektrální rozlišovací schopnost detektoru vyjad uje kvalitu ostrého vymezení energií detekovaných ástic.

2.7.12 Radiometrické aparatury Dozimetry - s ítají hodnoty ozá ení, kterému je p ístroj vystaven. Intenziometry - m í okamžitou hodnotu podle radioaktivity, kde se p ístroj nalézá. Impulsy vzniklé na výstupu detektoru se zesilují, analyzují a s ítají. Podle zp sobu s ítání impuls se p ístroje d lí na analogové m i e st ední etnosti impuls , u kterých ode ítanou veli inou je etnost impuls n -1 (s ) a digitální po íta e impuls , které signalizují po et impuls N nam ených za as t (n = N/t). M i e st ední etnosti impuls s ítají signál na integra ním obvodu RC. Hodnota sou inu odporu R ( ) a kapacity C (F) udává asovou konstantu RC (s) p ístroje. Podle zp sobu analýzy impuls se aparatury d lí na p ístroje na m ení úhrnné aktivity, které nerozlišují energie zá ení a na spektrometry (analyzátory) využívající úm rnost amplitudy impuls a energie detekovaného zá ení.

- 103 (218) -


Spektrometry - se d lí na integrální (prahové) a diferenciální, které registrují ástice p íslušející do vymezeného pásma (kanálu, okna) energií. Diferenciální spektrometry jsou jednokanálové nebo mnohokanálové, které analyzují celé spektrum energií sou asn .

2.7.13 Uplatn ní radionuklidových metod Radionuklidové metody mají široké uplatn ní nap . p i geologickém mapování (obr. 2.59), vyhledávaní a pr zkumu ložisek nerostných surovin, v hydrogeologii a stavební geologii, v provozu dol a úpraven a p i hodnocení kvality životného prost edí (obr. 2.61. a obr. 2.62 ). 2.7.13.1 Radonové limity Radonový program se za al v R rozvíjet v r. 1990. V souvislosti s tím byla již v roce 1991 vydána vyhláška Ministerstva zdravotnictví R . 79/1991 Sb. “O požadavcích na omezení ozá ení z radonu a dalších p írodních radionuklid “ a v r. 1993 i na ízení Vlády R . 709 “Ochrana obyvatel p ed ozá ením z radonu a dalších p írodních radionuklid “. Metodika hodnocení základových p d z hlediska rizika pronikání radonu do budov byla novelizována v r. 1994. Hodnocení radonového rizika je patrné nap . i z níže uvád né tabulky7. Objemová aktivita radonu (kBq/m3)

Tabulka 7: RADONOVÉ RIZIKO

Propustnost podloží nízká

st ední

vysoká

1. nízké

< 30

< 20

< 10

2. st ední

30 - 100

20 – 70

10 - 30

3. vysoké

>100

> 70

> 30

2.7.13.2 Metodika leteckých m ení používaných v R Podstatnou složkou radioaktivity životního prost edí je gama zá ení zemského povrchu. Toto terestrické zá ení gama produkují p írodní radioaktivní prvky obsažené v horninách, vystupujících na zemský povrch. Jsou to p e40 214 devším draslík -jeho izotop K, z uranové rozpadové ady Bi a z thoriové 208 rozpadové ady Tl. Distribuci t chto hlavních p írodních gama zá i , produkujících 99% veškerého p írodního zá ení gama na zemském povrchu, je schopna spojit zmapovat letecká gama spektrometrie, která byla na území R aplikována v letech 1983 - 1992 (D dá ek K. a kol., 1988, D dá ek K. a kol., 1992). Vysoká citlivost této letecké metody, v i zmín ným gama zá i m, umožnila rozlišit jejich koncentrace v hodnotách 0,25 % K, 1 ppm U a (1,5) 2 ppm Th.

- 104 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.59. Mapa radioaktivity hornin R. (sestavená podle výsledk leteckých, automobilových, peších a laboratorních radiometrických m ení. Expozi ní p íkon zá ení gama hornin vyjád ený v µR/h - upraveno dle Matolín, Manová in Ibrmajer et al. -1989).

Obr. 2.61. Ší ení radioaktivního zne ist ní v ovzduší po havárii reaktoru v ernobylu. (upraveno dle Prášil et al. – 1991)

- 105 (218) -


Letecká m ení poskytla požadované mapy distribucí draslíku, uranu a thoria. Pro zjišt ní možnosti lépe diferencovat uranem mírn obohacená souvrství od souvrství bez uranu, a též pro lepší odlišení thoriem relativn chudých souvrství, byly asto konstruovány mapy hodnot pom ru koncentrací Th/U, které zvýraz ují radiogeochemické odlišnosti nap íklad silurských sekvencí od ostatních stup spodního paleozoika Barrandienu. Hodnoty radio-hygienických parametr , tj. sumárního dávkového p íkonu terestrického zá ení gama 1m nad zemí [nGy/h] a sumárního p íkonu efektivního dávkového ekvivalentu zá ení gama ze zemského povrchu - ozna ovaného též jako radia ní zát ž obyvatelstva - [nSv/h], byly vypo teny ze zjišt ných koncentrací draslíku, uranu a thoria podle rovnic uvedených níže, v kapitole “Metodika pozemní rekognoskace letecky zjišt ných anomálií“. Letecká m ení se dopl ují a ov ují rekognoska ním pozemním m ením pomocí p enosného spektrometru gama.

2.7.13.3 Metodika leteckých m ení a zpracování dat K leteckému geofyzikálnímu m ení radioaktivity zemského povrchu byl na území R použit letecký ty -kanálový gama spektrometr DiGRS 3001 fy Exploranium, Kanada. Detektory gama spektrometru tvo í 8 krystal NaI (Tl) o celkovém objemu 14,8 litr . Aparatura byla zpravidla instalována v letadle AN-2. Vedení po profilech bylo zajiš ováno elektronickým naviga ním systémem MINI-RANGER III. fy MOTOROLA, USA. V n kterých oblastech byl použit 256-kanálový gama spektrometr GR 820 D téže firmy. Detektorem zá ení gama byly v tomto p ípad scintila ní krystaly NaI (Tl) o objemu 33,6 l pro m ení radioaktivity zemského povrchu. další detektor NaI (Tl) o objemu 4,2 l byl ur en pro m ení vzdušného radonu a pozadí. Spektrometr umož oval m ení energií zá ení gama v rozsahu 0,2 až 3,0 MeV v 256-kanálech amplitudového analyzátoru impuls gama spektrometru uvedenými detektorovými jednotkami. Stabilita p ístroje byla zajiš ována speciálním za ízením GR 700 s využitím píku p irozeného izotopu K-40 bez vnit ního referen ního zdroje zá ení gama. Toto ešení umož ovalo m it v celém rozsahu spektra energií zá ení gama, což je významné zejména z hlediska prací v oblasti životního prost edí. Sou ástí letecké aparatury byla satelitní naviga ní systém GPS 95 AVD fy GARMIN, USA, zajiš ující p esnou lokalizaci nam ených dat. Aparatura byla rovn ž instalována v letadle AN-2. Letecký geofyzikální pr zkum jednotlivých oblastí byl provád n v m ítku 1:25 000, tj. základní profily byly projektovány a nalétány jako paralelní ve vzdálenosti 250 m od sebe, v azimutu 1430. Krom t chto základních profil byly nalétány svazovací profily, vedené kolmo na základní s hustotou 10x menší, tj. 2,5 km od sebe. Základní i svazovací profily byly nalétány p evážn ve výšce 60 až 100 m nad terénem (st ední projektovaná výška letu byla 80 m), rychlost letu p i m ení byla 120 km/hod. Zvolená metodika a prostorový úhel detekce v dané výšce, p i tomto rozestupu drah let , zajiš ovaly spojité získání a zm ení signálu zá ení gama z celé m ené plochy.

- 106 (218) -

GEODYNAMIKA

Jednotlivé radioaktivní prvky K, U, Th byly m eny v t chto energiových oknech zá ení gama: K (1461 keV) 1360 - 1560 keV U (1765 keV) 1670 - 1870 keV Th (2615 keV) 2420 - 2830 keV Citlivosti leteckých gama spektrometr k detekci t chto prvk byly stanoveny m ením na um lých standardech radioaktivních prvk K, U, Th a na tzv. nulovém standardu cejchovací základny Uranového pr myslu v Bratkovicích u P íbrami a dále za letu nad t emi vybranými p írodními cejchovacími objekty o známých koncentracích K, U, Th v horninách na eskomoravské vrchovin . Pro dané aparatury a výšku letu 80 m nad terénem se tyto citlivosti pohybovaly v intervalech: 50,0 - 71,2 imp.s-1/1 % K (v K - okn ) 5,9 - 7,3 imp.s-1/1 ppm U (v U - okn ) 2,1 - 4,4 imp.s-1/1 ppm Th (v Th - okn ). Základní zpracování dat ov enou metodikou vedlo ke stanovení hodnot koncentrací radioaktivních prvk K, U, Th p ímo v % K a ppm U a ppm Th (1 ppm = 10 -4 %). Pro ú ely posuzování stavu životního prost edí byly z nam ených koncentrací p írodních radioaktivních prvk K, U, Th sestavovány speciální mapy. Ve spolupráci s Výzkumným ústavem jaderných elektráren Trnava, firmou EKOSUR Pieš any a Katedrou užité geofyziky P F UK Praha byly, ze spole n a sou asn provád ných experimentálních leteckých a pozemních m ení u Dunajské Stredy (SR) v r. 1989, ov ovány citlivosti gama spektrometru i pro stanovení um lých radionuklid a koeficienty pro výpo et speciálních map radiohygienických parametr . Do praxe byli za azeny mapy prezentující: - sumární dávkový p íkon gama-zá ení, po ítaný z prvk K, U, Th, ve vzduchu jeden metr nad terénem

Da = 13.0 QK + 5.4 QU + 2.7 QTh [nGy/h]

(2.38)

kde Qi jsou koncentrace prvk v jednotkách: % (K), ppm (U, Th),

- sumární p íkon efektivního dávkového ekvivalentu gamazá ení (K, U, Th,) ze zemského povrchu (radia ní zát ž obyvatelstva)

HE = 0.7 Da [nSv/h]

(2.39)

Výsledky jsou prezentovány ve form plošn barevných map isolinií p írodních radioaktivních prvk K, U, Th, pom ru prvk Th/U, sumárního dávkového p íkonu gama zá ení ve vzduchu 1 m nad terénem a sumárního p íkonu efektivního dávkového ekvivalentu gama zá ení ze zemského povrchu v m ítku 1: 50 000.

- 107 (218) -


Pro informaci uvádíme limit p ípustné radia ní zát že pro lov ka plynoucí z atomového zákona . 18/1997 Sb. a Vyhl. Státního ústavu pro jadernou bezpe nost . 184/97 Sb. O požadavcích na zajišt ní radia ní ochrany, v hodnot 1 mSv/rok. Této ro ní limitní hodnot odpovídá hodinová hodnota 115 nSv/hod. S ohledem na vzájemný vztah sumárního dávkového p íkonu a radia ní zát že, který je vyjád ený rovnicí

1 nSv/h 0,7 nGy/h,

(2.39.1)

lze odvodit i limitní hodinový sumární dávkový p íkon zá ení gama ve výši 163 nGy/h. Teprve tyto hodnoty jsou pak zásadní p i posuzování radia ní zát že obyvatelstva. Mapový soubor se dopl uje interpreta ním schématem s významnými lokalitami.

2.7.13.4 Metodika pozemní rekognoskace letecky zjišt ných anomálií K pozemnímu ov ení letecky zjišt ných anomálií se používá p enosný spektrometr gama GS-256, což je 256-kanálový spektrometr, který detekuje zá ení gama v rozsahu 840 až 3060 keV pro úhrnnou aktivitu gama a 40 v intervalech 1370 až 1550 keV pro draslík ( K), 1650 až 1870 keV pro uran 214 208 ( Bi) a 2470 až 2770 keV pro thorium ( Tl). Zhodnocuje tedy gama zá ení prakticky stejných rozp tí energií (oken) jako se pokládá p ímo na zemský 2 povrch, ímž je zajišt n soust ed ný p íjem zá ení gama cca z 1 m zemského povrchu v okolí detektoru. M ící body se v zájmové lokalit situují nerovnom rn , s cílem ohodnotit radioaktivitu pokryvných útvar (v etn antropogenních) i horniny skalního podkladu na výchozech, nacházejících se na dané lokalit . Pozemn zm ené údaje podávají podrobn jší informaci o lokální variabilit p ítomných radioaktivních prvk .

2.8

GEOFYZIKÁLNÍ M rotáž) 2.8.1

ENÍ VE VRTECH - (ka-

Úvodní ást

Soubor geofyzikálních metod, které jsou aplikovány p ímo ve vrtech, a jsou zam eny na získání poznatk o fyzikálních vlastnostech hornin, jenž byly zastiženy vrtní inností, stejn jako na získávání poznatk technickém stavu vrtu, resp. o fyzikálních vlastnostech kapalin nacházejících se ve vrtu, bývá v geofyzikální praxi ozna ován jako soubor geofyzikálních karotážních metod. V sou asnosti lze v rámci této innosti ve vrtu aplikovat velice široký sortiment metod, které využívají tém všechny základní principy, jenž jsou využívány i u diskutovaných povrchových metod. Do souboru karotážních prací jsou v širším pojetí zahrnovány i metody, které se zabývají problematikou, jenž bezprost edn souvisí s vlastní vrtní inností

- 108 (218) -

GEODYNAMIKA

(tj. nap . s problematikou m ení: pr m ru vrtu; sm ru a odklonu vrtu od vertikály; sm ru a sklonu zastižených vrstev; objemového vertikálního pr toku kapaliny apod.), a které jsou v tšinou karotážních pracoviš aplikovány. Základní podmínkou pro realizaci karotážních m ení je existence vrtu, který p i aplikaci jednotlivých geofyzikálních karotážních metod umož uje dostávat se p ímo do kontaktu s horninami, jejichž fyzikální parametry by se m ly m it a tím získávat informace o jejich fyzikálních vlastnostech v p irozeném prost edí. Tj. získávat fyzikální parametry, které jsou velice d ležité nejenom pro reálnou interpretaci provád ných povrchových geofyzikálních m ení. Jelikož již vrt sám o sob p edstavuje um lý zásah do p irozených podmínek horninového prost edí, a i v rámci d sledk samotného vrtního procesu se asto v jeho bezprost edním okolí liší fyzikální vlastnosti prost edí a podmínky od ideálních, je nutné si uv domit, že i: když je vrt na jedné stran nutnou podmínkou pro realizaci karotážních m ení, že na druhé stran je faktorem, který pon kud zt žuje proces získání reálných fyzikálních vlastností horninového prost edí, kterým prochází a to tím více, ím je jeho pr m r v tší. Pom rn nep ízniv se na tomto procesu podílí zejména výplach, kterým je vrt vypln n, nebo se jedná o jílovitou emulzi, jejíž fyzikální vlastnosti se liší od p irozeného horninového prost edí. Nejmarkantn ji se p itom nap . m ní elektrické vlastnosti propustných hornin.Našt stí, výsledky analýzy tohoto procesu umožnily již i v minulosti lépe pochopit i p í iny vzniku vlastních potenciál v sedimentárních horninách. Proces získání reálných fyzikálních vlastností horninového prost edí zt žuje i proces vzniku zm n elastických vlastností na st n vrtu a to v p ípadech, kdy vrt prochází pelitickými horninami (nap . jílovci, i prachovci). Navíc v p ípadech, kdy vrt je již zapažen (tj. vystrojen pažnicemi) a kdy prostor mezi pažnicemi a st nou vrtu bývá velice asto vypln n cementovým pojivem, nelze již ve vrtu aplikovat nap . elektrokarotážní metody.

2.8.2

Rozd lení karotážních metod - (v širším pojetí)

V rámci v sou asnosti aplikovaných karotážních metod jsou provád ny práce, které se zabývají: A. m ením p irozených elektrických polí (metoda vlastních potenciál , metoda elektrodových potenciál ); B. m ením um le vyvolaných elektrických polí; C. registrací radioaktivního zá ení hornin (metody jaderné karotáže); D. využitím poznatk , které skýtají speciálních karotážních metody (speciální karotážní metody); E. využitím metod, které zjiš ují technický stav vrtu (metody zjiš ující technický stav vrtu); - 109 (218) -


F. m ením fyzikálních vlastností kapalin.

2.8.2.1 M ení p irozených elektrických polí V tomto p ípad se jedná o m ení vlastních, tj. ve vrtu samovoln vznikajících potenciál (SP) a elektrodových potenciál (EP). Metoda vlastních potenciál – (SP) Za p í inu vzniku vlastních potenciál jsou považovány difúzn adsorp ní procesy (kterým odpovídají difúzn adsorp ní potenciály), filtra ní procesy (kterým odpovídají filtra ní potenciály) a oxida n reduk ní procesy (kterým odpovídají oxida n reduk ní potenciály). V t chto p ípadech se p i m ení spouští do vrtu jedna m ící elektroda (M) a p es registra ní za ízení se indikuje její potenciál vzhledem k elektrod (N), která je umíst na na povrchu - nap . obr. 2.62. K ivky vlastních potenciál získané v sedimentárním horninovém prost edí pak p edevším umož ují: roz lenit vrtný profil na polohy p evážn pís ité a p evážn jílovité; vy lenit v profilu vrtu propustné - porézní horniny, a

vypo ítat m rný odpor podzemní vody ρω pro statickou anomálii SP (tj.

SSP).

Analýza bývá zam ena i na stanovení m rného odporu hornin, resp. i koeficientu polarizovatelnosti hornin η (kdy koeficient η je definován jako pom r potenciál vyzvané polarizace k potenciálu, který je m en p i procházejícím proudu).

Difúzn adsorp ní potenciály jsou v generelu tvo eny difúzním a membránovým potenciálem a v sedimentárních horninách je lze indikovat v p ípadech, kdy existuje dostate n velký rozdíl v mineralizací výplachu a vrstevní vody, nebo vrstevní vody mívají oby ejn vyšší koncentraci minerálních látek než výplach. Nap . v p ípad , kdy se jedná o mineralizaci, která je zp sobená p evážn chloridem sodným NaCl ( disociovaným na ionty Na+, Cl - ) objevuje se na styku vrstvy písku s výplachem difúzní potenciál, nebo ionty Cl –, které z podzemní vody pronikají do výplachu mají v tší difúzní rychlost než ionty Na+. Jelikož ale tento proces neprobíhá pouze na styku vrstvy písku s výplachem, ale i p es výše a níže ležící vrstvy jíl , dochází také ke vzniku membránového potenciálu, kdy se uplat ují p edevším adsorp ní vlastnosti jíl . V tomto p ípad se totiž jíl chová jako ideální membrána, která na svém povrchu adsorbuje ionty Cl – a do výplachu propouští pouze ionty Na+. V takovýchto p ípadech pak v rámci karotážního m ení nam íme (diskutovanou metodou), proti propustným polohám zápornou anomálii SP - nap . obr. 2.62. Vzhledem k tomu, že se n kdy m že vyskytnout i p ípad, kdy je mineralizace výplachu vyšší, než mineralizace vrstevních vod, lze potom v rámci karotážní-

- 110 (218) -

GEODYNAMIKA

ho m ení nam it (diskutovanou metodou), proti propustným polohám kladnou anomálii SP.

Filtra ní potenciály - vzhledem k tomu, že z provozních d vod bývá tlak sloupce výplachu upravován tak, aby byl v tší než tlak vrstevních vod (resp. jiných kapalných produkt ), proniká filtrát výplachu do propustné -porézní vrstvy a umož uje vznik filtra ního potenciálu. P i pr chodu filtrátu kapilárami pór jsou obvykle záporné ionty p idržovány u st n kapilár, zatím-co kladné ionty pronikají voln , spole n s filtrátem. V d sledku toho u st ny vrtu existuje nadbytek záporných náboj . Vzhledem k tomu, že se ale filtra ní potenciály obvykle s ítají s difúzn adsorp ní potenciály, celková záporná výchylka proti - porózní poloze se pak zvýší - nap . obr. 2.62. Práv tento druh jev je významný zejména pro aplikaci metody vlastních potenciál , p i vyhledávání propustných porózních poloh, u ropné prospekce.

Obr. 2.62. Vznik difúzních potenciál a anomálie vyvolané difúzními a difúzními i filtra ními potenciály. Vysv tlivky: a) poloha istých písk ; M a N … elektródy; SP - indikace anomálie vyvolané difúzními potenciály (A1) a anomálie vyvolané difúzními a filtra ními potenciály.

Oxida n reduk ní potenciály - lze se s nimi setkávat zejména v oblasti rudní prospekce, kdy bývají d sledkem oxida n reduk ních proces . Procesy tohoto druhu vznikají vlivem cirkulujícího výplachu v místech, kde byla zastižena rudní poloha s elektronovou vodivostí. Vzhledem k tomu, že se ve v tšin p ípad rudní polohy vyskytují v metamorfovaných, resp. výrazn zpevn ných horninách, a že se v rámci vrtních prací v t chto p ípadech b žn používá technologie vrtání s ocelovým šrotem, rozet e se ást šrotu o st ny vrtu a zbytek bývá vynášen výplachem zp t na povrch. V místech, kde pak vrt protíná rudní polohu se na jeho st n vytvá í vrstvi ka, která je na rozdíl od rudní polohy negativní, nebo se zde objevuje tzv. galvanická dvojice (tj. dále od st ny vrtu elektropozitivní sulfid, a bezprost edn u st ny vrtu elektronegativní železo), pro ež ve výplachu musí vzniknout vrstvi ka s p ebytkem kladných iont . V - 111 (218) -


tomto p ípad lze proti rudní poloze nam it výraznou kladnou anomálii SP nap . obr. 2.63a. Karotážní práce tohoto druhu pak poskytují p edevším p ehled o tom, v jakých hloubkových intervalech se vyskytují rudní polohy, nebo intenzivn zrudn né polohy, a jaká je celková struktura ložiska. Za ú elem detailn jšího sledování rudních poloh se asto využívá i m ení p ír stku vlastních potenciál SPg, tj. gradientu vlastních potenciál , nebo rozlišovací schopnost takto získané k ivky je pom rn velká. P i tomto druhu m ení jsou do vrtu spoušt ny ob elektrody - nap . obr. 2.63b, které bývají od sebe vzdáleny cca 20 cm. Získává se tím k ivka gradientu SP, jejíž extrémní polohy se nachází v bodech proti nadloží a podloží rudní polohy. V n kterých p ípadech je nutné tento zp sob m ení aplikovat i v sedimentárním horninovém prost edí. Zejména v oblastech, kde se vyskytují intenzivní bludné proudy.

Metoda elektrodových potenciál (EP) Využívá se k identifikaci vodivých minerál , které se vyskytují ve st n vrtu a vyzna ují se elektronovou vodivostí [jako nap . sulfidy (mimo sfaleritu) a oxidy (nap . magnetit, grafit i antracit)]. V p ípad , kdy se takové materiály nachází v elektrolytu spole n s kovem, jehož vlastní potenciál je dostate n záporný (jako nap . Fe nebo Zn), vznikne galvanický lánek, kdy katodou je elektroda a anodou n který z diskutovaných sirník . V d sledku toho lze mezi nimi nam it významný potenciální rozdíl – tzv. elektrodový potenciál.

Obr. 2.63a. Vznik kladných anomálií SP proti sulfidické poloze.

Obr. 2.63b. Schéma znázor ující m ení gradientu SP ve vrtu s rudní polohou (upraveno dle Mareše et al. 1979).

- 112 (218) -

GEODYNAMIKA

Hlubinná sonda pro m ení elektrodových potenciál sestává ze dvou elektrod, které jsou vyrobeny ze stejného kovu (nej ast ji se je to Zn), p i emž jedna z nich má tvar jakýchsi št te k a p i m ení klouže po st n vrtu, zatím-co druhá elektroda sestává ze dvou prstenc (N1, N2), které se st ny vrtu nedotýkají - obr. 2.64. Oba prstence jsou symetricky uloženy kolem št te kové elektrody, ímž je prakticky odstran n vliv spontánní polarizace. P i m ení je pr b žn indikován potenciálový rozdíl mezi sondami M a N. Pokud se št te ky sondy M, p i její posunu po st n vrtu nedotýkají hornin s elektronovou vodivostí, lze mezi sondami M a N indikovat pouze nevýrazný konstantní potenciálový rozdíl. Št te ková elektroda p itom obstarává pouze vodivé spojení v okruhu, kdy elektrolytem je výplach. V p ípadech, kdy se št te ková elektroda dotýká horninových komplex , které se vyzna ují elektronovou vodivostí (nap . poloh sulfid ), lze mezi ob ma elektrodami indikovat výrazný potenciální rozdíl, nebo elektrodové potenciály (m ené ve vrtu) dosahují asto až n kolik set mV. Na bázi karotážních záznam lze pak velice dob e indikovat polohu, mocnost i strukturu rudného t lesa.

2.8.2.2 M ení um le vyvolaných elektrických polí Dlouholetá karotážní praxe v generelu prokázala, že v tší množství informací (o vrtem zastižených horninových komplexech) lze získat zejména prost ednictvím elektrických karotážních metod, které využívají um le vyvolané elektrická pole. V sou asné dob jsou tyto metody rozší eny až do té míry, že je lze dokonce roz lenit do n kolika samostatných - základních skupin.

Obr. 2.64. Ukázka sondy pro m ení elektrodových potenciál a její zapojení

Obr.2.65. Ukázka sondy pro m ení metodou klouzajících kontakt a její zapojení

Jedná se zejména o:

- 113 (218) -


• • • •

proudovou karotáž; odporovou karotáž; induk ní karotáž, a metodu vyzvané polarizace.

Proudová karotáž P i m ení je využíván rozdíl ve vodivosti hornin, nebo zatím-co nap . -4 -2 m rný odpor rudních minerál (nap . u sulfid ) iní ádov 10 až 10 Ωm, hodnota m rného odporu u b žných horninotvorných minerálu se pohybuje 3 4 kolem 10 až 10 Ωm. Tento druh karotáže bývá nej ast ji aplikován v rámci metody tzv. klouzajících kontakt (KK). Uspo ádání elektrod je patrné z obr. 2.65 (uveden výše). Do vrtu se spouští elektroda A, která má rovn ž tvar št te k , které p i m ení kloužou po st n vrtu. Druhá elektroda je upevn na na pažnici vrtu. Velikost proudu je registrována pomocí reostatu a to prost ednictvím ohmického úbytku na p esném vestav ném odporu. V p ípad kdy se klouzající elektroda pohybuje podél rudní polohy, objeví se na registra ní za ízení prudké zvýšení proudu. I tímto zp sobem lze tedy velice dob e indikovat polohu, mocnost i strukturu rudného t lesa.

Odporová karotáž P i m ení se v podstat využívá zm na m rného odporu hornin podél vrtního profilu. Metoda je v generelu založena na stejném principu, jako odporová metoda p i povrchovém geofyzikálním pr zkumu. Vzhledem k tomu, že m ené horniny mohou mít nejenom r zné mineralogické složení, ale že se vzájemn liší i strukturou a texturou, závisí jejich m rný odpor p edevším od:

• vodivosti minerál , z nichž je hornina tvo ena; • od pórovitosti hornin, resp. i od stupn jejich jiného narušení (jako nap . od jejich b idli natosti, rozpukanosti apod.); • stupn jejich vodonasycenosti; • mineralizace vod, které vypl ují póry, i • od teploty hornin. Jak jsme se již zmínili, nap . i u metody proudové karotáže se m že vodivost -4 minerál pohybovat (v reálných podmínkách) v širokých mezích, a to od 10 4 až 10 Ωm. Pokud jde o sedimentární horniny, jejich charakteristickou vlastností je navíc i elektrická anizotropie (λ). Parametr, který udává kolikrát je skute ný m rný odpor hornin m ený kolmo na vrstevnatost v tší, než ve sm ru vrstevnatosti. Podobn jako v p edcházejících p ípadech, je i u odporové karotáže aplikována širší škála metodických variant, mezi které lze adit zejména: • odporovou karotáž provád nou jednoduchými sondami; • bo ní elektrické sondování (BES) a bo ní karotáž (tzv. laterolog), • mikrokarotážní metody;

- 114 (218) -

GEODYNAMIKA

• metodu vyzvané polarizace.

Odporová karotáž provád ná jednoduchými sondami Z hlediska základních princip se ani odporové m ení tohoto druhu nijak výrazn neliší od geofyzikálních m ení provád ných na povrchu. Bývá provád no jak ve variant s jednoduchým uspo ádáním elektrod (varianta známá jako Ra), tak s gradientovým uspo ádáním elektrod (varianta známá jako Rag). Podobn , jako p i povrchovém m ení je m rný odpor definován vztahem:

Ra = k (∆V/I)

(2.40)

kde - ∆V je potenciální rozdíl mezi elektrodami M a N (v mV); I - proud, který je zavád n do elektrod A, B (v mA) a k - konstanta, která je závislá na rozestupu elektrod:

k = 4π AM . BM / AB [m] - kde AM . BM / AB [m] jsou p íslušné a pro aplikovaný druh m ení, zvolené vzdálenosti elektrod.

M rný odpor, který je definován vztahem (2.40) není ale v t chto p ípadech skute ným m rným odporem. Je pouze tzv. zdánlivým m rným odporem Ra, nebo na jeho skute nou velikost má vliv velké množství skute ných m rných odpor okolní prost edí, které se vyskytují v hloubkovém dosahu sondy. Hodnota zdánlivého m rného odporu, m ena proti ur ité vrstv , je potom velice složitou funkcí ady veli in, které jsou patrné z níže uvedeného vztahu:

Ra = f ( t, i,

s,

m,

d, Di , H, L, ….)

(2.41)

je m rný odpor uvažované vrstvy v té ásti, která není ovlivn na filtrátem výplachu; i - m rný odpor zóny pr niku, kdy filtrát výplachu obvykle vniká do propustných – porézních hornin; s - m rný odpor sousedních hornin; m - m rný odpor výplachu; d - pr m r vrtu; H - mocnost vrstvy; L - délka sondy. kde

t -

I p esto vše, ale i karotážní záznamy, které registrují hodnoty zdánlivého m rného odporu tohoto druhu, skýtají dostate né podklady pro analýzu: sledu vrstev; jejich mocností a asto i jejich skute ných m rných odpor . P i aplikaci diskutované metody jsou používány jak potenciálové, tak gradientové sondy. U odporové karotáže, provád né jednoduchými sondami jsou do vrtu spoušt ny obvykle dv proudové elektrody (A i B) a jedna m ící elektroda (M). Další m ící elektroda (N) je umíst na na povrchu. Elektrody, které jsou spoušt ny do vrtu, jsou tvo eny olov nými prstenci, které jsou upevn ny na spodní ásti karotážního kabelu.

Tvar nam ených odporových k ivek je závislý jak od typu použité sondy, tak od její délky. Odporové k ivky získané p i m eních potenciálovou sondou bývají symetrické proti st edu p íslušné vrstvy, zatím-co k ivky získané p i - 115 (218) -


m eních gradientovou sondou bývají nesymetrické. Jak je patrné nap . z obr. 2.66, bývají p i m eních aplikovány r zné modifikace uspo ádání jednotlivých elektrod.

Bo ní elektrické sondování (BES) a bo ní karotáž (tzv. laterolog) Je obdobou vertikálního elektrického sondování, které bývá používáno p i povrchovém geoelektrickém m ení. P i aplikaci této metody se zjiš uje p edevším to, jak se v ur itém míst vrtu m ní hodnota zdánlivého m rného odporu, v závislosti od délky sondy. Vzhledem k tomu, že v p vodní verzi této metody bylo zpracování výsledk velice pracné, byl pozd ji vyvinut sytém, který zaru uje, že dráha proudu, procházejícího výplachem a zónou pr niku je co nejkratší, a že m ená veli ina je závislá pouze na m rném odporu hornin (a to v tom p ípad , kdy je ú inná délka sondy menší, než mocnost vrstvy). Pokud jde o bo ní karotáž, jsou i v sou asnosti používány aparatury pro tzv. t íelektrodovou bo ní karotáž (obr. 2.67a) a aparatury pro sedmielektrodovou bo ní karotáž - tzv. sedmielektrodový laterolog. Schéma sedmielektrodového bo ního m ení je patrné nap . z obr. 2.67b. Jak je patrné z obr. 2.67a, sonda pro t íelektrodovové bo ní m ení poz stává ze t í válcových elektrod (A0, A1, A2). Elektroda A0 je tzv. centrální elektrodou. Její délka iní cca 0,15 m a je napájena z generátoru st ídavého proudu stabilizovaným proudem I0. Elektrody A1, A2 jsou tzv. stínícími elektrodami a jejich délky iní 1,5 m. Elektrodami A1, A2 pak protéká proud I1 (který je ve fázi s I0) a to o takové intenzit , aby potenciální rozdíl U0 mezi elektrodami A0 a A1 byl blízký nule. V d sledku toho je proud z elektrody A0 upravován tak, že proudové linie sm ují (v pom rn tenké vrstv ) kolmo ke st n vrtu a m rný odpor výplachu, i zóny pr niku se uplat uje v co nejmenší mí e. Nejd ležit jším prvkem celého za ízení je generátor pomocného proudu (2), který neustále upravuje velikost proudu I1 tak, aby U0 = 0. Registruje se potenciál U mezi elektrodami A0 a N2 , který je pak p ímo úm rný m rnému odporu RaLL3.

Obr. 2.66. Schéma nej ast jších uspo ádání elektrod u jednoduchých odporových sond. Vysv tlivky: a) jednopólové potenciální sondy (s jednou proudovou elektródou); b) dvoupólové potenciální sondy (se dv ma proudovými elektrodami); c) gradientová jednopólová podložní sonda; d) gradientová dvoupólová podložní sonda; e) gradientová jednopólová nadložní sonda; f) gradientová

- 116 (218) -

GEODYNAMIKA

dvoupólová nadložní sonda; g) speciální sondy (symetrická gradientová sonda); h) dipólová sonda. Získané karotážní záznamy velice dob e lení vrtný profil a hloubka bo ního dosahu se pohybuje kolem 4m. Za optimálních podmínek se hodnota RaLL3 m že blížit hodnot m rného odporu (Rt) analyzované vrstvy. V p ípad sedmielektrodového bo ního m ení je m enou veli inou potenciální rozdíl mezi elektrodou M1 a elektrodou N, který je p ímo úm rný hodnot RaLL7. Aplikace tohoto metodického postupu umož uje p i optimálních podmínkách ur it z karotážního záznamu i hodnotu m rného odporu (Rt) analyzované vrstvy, kdy nejnižší mocnost tímto zp sobem identifikované vrstvy bývá kolem 0,82m.

Obr. 2.67a. Schéma t íelektrodové karotáže.

Obr. 2.67b. Schéma sedmielektrodové bo ní karotáže. Vysv tlivky: a) schéma sedmielektrodového laterológu; b) tvar proudových linií p i bo ním m ení s fokusací pole RaLL, a p i použití oby ejné potenciálové sondy Rap; 1 – generátor st ídavého proud; 2 – automatický regulátor pomocného proudu; G – registra ní za ízení.

- 117 (218) -


Mikrokarotážní metody Jsou zam eny na zjiš ování vlastností hornin v bezprost ední blízkosti st ny vrtu. Praktický význam metody spo ívá p edevším v tom, že na rozdíl od výše uvád ných makrokarotážních metod, umož uje: velice podrobn roz lenit vrtný profil; získat údaje o propustnosti vrstev; stanovit m rný odpor promyté zóny x0; získat podklady pro stanovení: pórovitosti, efektivní mocnosti, stupn nasycení uhlovodíky a obsahu pohyblivých uhlovodík . Aby mohla m ící sonda získat co nejv rohodn jší údaje diskutovaného typu, je vybavena specielním p ítla ným za ízením, které p i m ení umož uje zajistit, aby se použitý systém kotou ových elektrod dostal do co možná nejt sn jšího kontaktu se st nou vrtu. Podobn jako již u jiných výše diskutovaných metod, je i u této metody využívána širší škála její nejr zn jších modifikací. Nejv tší význam z nich mají jak mikrokarotáž (tzv. mikrolog - ML), mikrolaterolog (MLL), karotáž p ilehlé zóny (tzv. proximitylog - PL). Sondy, které jsou p i mikrom eních používány, se liší od b žných sond p edevším malými vzdálenostmi kotou ových elektrod. V p ípad mikrologu (ML) je uspo ádání elektrod podobné jako nap . u jednoduchých odporových sond. Rozdíl, jak již bylo uvedeno výše, spo ívá p edevším v malé vzdálenosti elektrod. V tomto p ípad jsou t i kotou ová elektrody (N, M, A) upevn ny na izola ní podložce a jejich vzájemná vzdálenost bývá 0,025m. P i aplikaci sondy tohoto druhu jsou m eny dv k ivky s rozdílným uspo ádáním elektrod, mikropotenciálová (Ramp) a mikrogradientová (Ramg). Ob uspo ádání mají p i m ení ale odlišnou hloubku dosahu. P i indikaci nepropustných poloh ob metody zaznamenávají p ibližn stejnou hodnotu m rného odporu. Proti propustným polohám jsou však indikovány rozdílné hodnoty, kdy Ramp > Ramg. Rozdíl bývá tím v tší, ím mocn jší je výplachová k rka, která se tém vždy vytvá í proti propustným polohám (nap . pískovc m apod.). V p ípad mikrolaterologu (MLL) se v podstat jedná také o podobný zp sob m ení, jako nap . u výše uvedené metody sedmielektrodového laterológu. Rozdíl spo ívá p edevším v tom, že v tomto p ípad mají elektrody prstencový tvar a celé aparatura je zna n minimalizována. Na izola ní desti ce je systém elektrod vytvá en kotou ovou elektrodou A0 a t emi prstencovými elektrodami (M1, N1, A1). M en bývá rozdíl mezi elektrodou M1 (nebo N1) a elektrodou N, která bývá umíst na na karotážním kabelu pon kud výše. M ené rozdíly umož ují získat p edevším informace o m rném odporu promyté zóny x0.

Karotáž p ilehlé zóny (tzv. proximitylog - PL) umož uje získat velice p esné údaje o m rném odporu tzv. zaplavené zóny. Ukázka uspo ádání elektrod na izola ní podložce je uvedena na obr. 2.68a, b, c. Ukázka karotážního záznamu je uvedena na obr. 2.69. - 118 (218) -

GEODYNAMIKA

Mikrokarotážní metody jsou aplikovány také v rámci vrtního pr zkumu v oblastech uhelných pánví, zejména p i analýze stavby uhelních slojí.

Metoda vyzvané polarizace V rámci aplikace této metody se využívá proces, který vzniká v p ípad , kdy do analyzovaného prost edí nejd íve zavádíme stejnosm rný proud a následn jej vypneme. Vzhledem k tomu, že v tšina hornin má schopnost se procházejícím proudem polarizovat, a je schopna si po ur itý as si tuto polarizaci podržet, je možné v ur itém okamžiku po vypnutí proudu indikovat zbytkového elektrického pole, které je ozna ováno jako pole vyzvaných potenciál . P í inou vzniku vyzvaných potenciál jsou elektrochemické procesy, ke kterým dochází v hornin na styku pevné a kapalné fáze. V p ípad , když jsou v hornin p ítomny minerály s elektronovou vodivostí (jako nap . u v tšiny sulfid , resp. u n kterých oxid , i u antracitu) objevuje se u nich povrchová, nebo objemová polarizace a po vypnutí proudu lze indikovat diskutované zbytkové elektrické pole. U sedimentárních hornin jsou p í inou vzniku zbytkového elektrického pole tzv. osmotické jevy. Tyto jevy mají p edevším bezprost ední vztah k pohybu iont volného pórového roztoku v poli jednosm rného proudu.

2.8.2.3 Registrace radioaktivního zá ení hornin - metody jaderné karotáže Tyto metody jsou zna n rozší eny p edevším proto, že jsou schopné poskytovat: • spojitou dokumentaci o fyzikálních vlastnostech hornin; • údaje o látkovém složení hornin a kapalin, které vypl ují póry; • údaje o technickém stavu vrtu a o r zných komplikacích, které mohou nastat ve vrtu, v pr b hu vrtního procesu. Metody jsou založeny na stejných teoretických základech, jako povrchové metody jaderné geofyziky. V generelu se jedná o metody, které jsou zam eny bu na registraci p irozeného radioaktivního zá ení hornin, tj. jedná se o tzv. pasivní metody, nebo o metody, které využívají um lé zdroje, tj. o tzv. aktiva ní metody. Základním p ístrojem, který je p i jaderné karotáži používán je karotážní radiometr, který umož uje detekovat zá ení gama, nebo hustotu neutron . Za ízení tohoto druhu sestávají z hlubinné sondy a z povrchového panelu. Ob jednotky jsou spojeny karotážním kabelem. Metoda bývá výhodn aplikována p edevším v rámci rudní prospekce a v oblastech s výskytem slojí hodnotného erného uhlí.

- 119 (218) -


Obr. 2.68. Ukázka uspo ádání elektrod na izola ní podložce. Vysv tlivky: a) pro mikrokarotáž; b) pro bo ní mikrokarotáž; c) pro karotáž p ilehlé zóny (upraveno dle Mareš et al. 1979).

Obr. 2.69. Ukázka karotážního záznamu. Vysv tlivky: 1 - jílovce; 2 – pískovce; Ramg mikrogradientová k ivka; Ramp mikropotenciálová k ivka. I p esto, že n které z t chto metod lze aplikovat i ve vrtech, které jsou již zapaženy ocelovými pažnicemi, velkou v tšinu z nich je však nutné provád t ve vrtech, které ješt nejsou zapaženy. Hlubinná sonda pro m ení celkového gama zá ení má: vlastní indikátor zá ení (ve v tšin p ípad se jedná o Geiger - Müllerovu trubici), zdroj vysokého nap tí a základní, první zesilovací stupe proudových impuls . Povrchový panel je vybaven: dalším zesilovacím stupn m proudových impuls , a jsou v n m uloženy jak elektronické obvody pro úpravu m ené veli iny, tak energetické zdroje, které zajiš ují napájení elektronických obvod nacházejících se jak v sond , tak v povrchovém panelu. Výstup bývá sm rován nap . na registra ní galvanom r. K p irozeným - pasivním metodám náleží:

• Gama karotáž - GK, a • Spektrální gama karotáž - SGK.

- 120 (218) -

GEODYNAMIKA

Mezi aktiva ní metody, které využívají um lé zdroje gama zá ení, je azena nap .: Gama-gama karotáž - GGK (jak hustotní, tak selektivní); Neutron - Neutron karotáž- NNK; Neutron - gama karotáž - NGK.

Gama karotáž - GK V tomto p ípad se jedná o m ení úhrnného p íkonu zá ení gama, které je produkováno radioaktivními prvky (U, Ra, Th, K), které se vyskytují v horninách, zastižených vrtným profilem. M ení tohoto druhu nalézá nejv tší uplatn ní p i výzkumu ložisek radioaktivních surovin, nebo m že poskytnout cenné údaje pro stanovení celkového obsahu U,Th, K a pro výpo et obsahu U na ložiskách radioaktivních surovin. V sedimentárních oblastech m že poskytnout cenné údaje p i litologickém len ní sedimentárních vrstev, stejn jako pro posouzení zastoupení jílovité frakce v t chto horninách. M že poskytnout také cenné údaje pro vzájemnou korelaci vrstev mezi jednotlivými vrty.

2.8.2.4 Spektrální gama karotáž – SGK Metoda využívá specielní gamaspektrometr, který je vybaven scintila ním krystalem NaI (Ti), nebo polovodi ovým detektorem Ge (Li). Spektrometrie p irozeného zá ení ve vrtech se využívá zejména k ešení otázek: geneze ložisek radioaktivních surovin, migrace radioaktivních prvk , v rámci paleogeografie, resp. p i stanovení pom ru obsahu radioaktivní látky QTh / QU.

Gama-gama karotáž – GGK (jak hustotní, tak selektivní) P i hustotní modifikaci GGK-H se registruje expozi ní p íkon rozptýleného gama zá ení, které je ovlivn no tzv. Comptonovým rozptylem, který nastává p i styku kvant st edních energií (cca 1,3 MeV) s horninami obklopujícími vrt. Vzhledem k tomu, že Compton v rozptyl probíhá na elektronovém obalu atom , je intenzita rozptýleného gama zá ení závislá na po tu elektronu v jednotce objemu. S ohledem na tuto skute nost, lze pak z intenzity rozptýleného gama zá ení usuzovat na hustotu horniny. Tato modifikace se používá zejména pro stanovení objemové hustoty zastiže-2 -3 ných hornin (kdy je p esnost stanovení udávána hodnotou max. 10 gcm ), k ur ení jejich pórovitosti, resp. v ložiskovém pr zkumu, ke stanovení stupn uhelnatosti. K m ení se používá standardní karotážní radiometr. Sonda je opat ena specielním nástavcem do kterého se vkládá dostate n tvrdý zdroj zá ení. Nej8 ast ji se používá izotop 60Co, nebo 137Cs, p i aktivit zdroje kolem 10 až 9 10 Bq. Vzhledem k tomu, že v n kterých p ípadech m že být m ení výrazn ji ovlivn no zm nou pr m ru vrtu, bývá dopl ováno i kavernometrii. P i selektivní modifikaci GGK-S je využíván fotoefekt a expozi ní p íkon zá ení, který je p edevším ovlivn n zm nou Zef . Metoda je vhodná ke stanovení obsahu t žkých prvk , které i p i jejich malé koncentraci výrazn zm ní - 121 (218) -


zá ivý efekt. Jde zejména o prvky Ba, Sb, Pb. I v tomto p ípad jsou apliková8 9 ny zá i e o aktivit kolem 10 až 10 Bq.

Neutron - Neutron karotáž – NNK Bývá aplikována ve dvou variantách a to ve variant NNK-T, a ve variant NNK-N. Varianta NNK-T se užívá k m ení hustoty toku tepelných a nadtepelných neutron . Zdrojem neutron bývají Po-Be, Am-Be, p i aktivit zdro10 j kolem 7 až 20. 10 Bq. Metoda NNK se používá p edevším: ke stanovení pórovitosti hornin na ložiscích ropy a plynu (NNK-N); k posouzení charakteru kapaliny zapl ující póry, a ke stanovení obsahu B, Cl, Mn, Hg (NNK-T) P i stanovení porózity prost edí je rozhodující obsah vodíku v pórech. V p ípad , že se jedná o plynonosné kolektory bývá obsah vodíku i t ikrát nižší, než je tomu v p ípad kdy jsou póry zapln ny vodou nebo ropou.

Neutron - gama karotáž – NGK Bývá aplikována v integrální variant , nebo ve spektrální variant . V prvním p ípad je karotážní radiometr vybaven Geiger - Müllerovými trubicemi, ve druhém p ípad krystalem NaI (Ti). Metoda využívá sekundární gama zá ení, které vzniká p i radia ním záchytu tepelných neutron . Neutrony, které vyletují ze zdroje zá ení jsou zpomalovány okolními horninami. Zpomalování je tím v tší, ím v tší je obsah vodíku v okolních horninách. Zdrojem neutron bývá nej ast ji sm s Po - Be, Pu - Be, resp. Am - Be, která se ukládá do spodní ásti sondy. Detektor je umíst n nad zdrojem, ve výši od 50 až 60 cm a je odstín n 10 až 15 cm vrstvou olova. Pravd podobnost radia ního záchytu diskutovaného druhu zna n vzr stá zejména v p ípad , kdy energie neutron klesne na nadtepelnou, resp. tepelnou hodnotu. Metoda se používá p edevším ke stanovení: celkového obsahu vodíku, v okolních horninách, tj. ke stanovení porózity; kontaktu plyn-ropa a plyn-voda; nasycení kolektor plynem; obsahu prvk se zvýšeným ú inným pr ezem pro radia ní záchyt (prakticky však pro stanovení obsahu Cl, a kontaktu ropavoda); uhelných slojí ve vrtním profilu, a popelnatosti.

- 122 (218) -

GEODYNAMIKA

2.8.2.5 Speciálních karotážních metody Bývá mezi n azena akustická (ultrazvuková) karotáž (AK) a magnetická karotáž (MK).

Akustická karotáž (AK) Aplikace této metody umož uje spojit m it rychlost ší ení elastických vln v horninách, které byly vrtem zastiženy. U všech karotážních sond, které jsou k tomuto ú elu používány, je v podstat využíván stejný princip. Každá z nich obsahuje minimáln jeden vysíla akustických, nebo ultrazvukových vln (o frekvencích od 10 do 40 kHz), stejn jako minimáln jeden p ijíma . Schéma dvoup ijíma ové sondy je nap . patrné z obr. 2.70a,b. Energie je vysílána piezoelektrickým, nebo magnetostrik ním zdrojem ve form impuls (cca 10 až 30 imp/s) p es výplach do st ny vrtu. P ijíma , který je umíst n v ur ité vzdálenosti od vysíla e (a je od n j odd len zvukovým izolátorem) indikuje as p íchodu jednotlivých impuls . Registra ní panel je konstruován tak, že m že plynule registrovat as p íchodu t, tj. rychlost ší ení elastických vln, dále relativní zm nu v amplitud zachyceného impulsu, resp. v n kterých p ípadech konstrukce panelu umož uje pozorovat na oscilografu i celý vlnový obraz. Nap . karotážní sonda znázorn ná na obr. 2.70a, která je vybavena dv ma p ijíma i P1 a P2 umož uje m it i tzv. intervalový as t ( asový rozdíl mezi p íchodem vln k prvnímu a druhému p ijíma i), který prakticky není zatížen chybou ší ení elastických vln výplachem. Vysílaný impuls umož uje vznik n kolika typ vln obr. 2.70b, jejichž intenzita, rychlost a frekvence bývá r zná. V prvním p ípad vzniká vlna p ímá (za kterou lze v tomto p ípad považovat vzniklou tlakovou vlnu). Dopadne-li tato vlna pod kritickým uhlem i na st nu vrtu, vznikne na rozhraní kapalina - hornina vlna lomená (a to podélná, nebo p í ná, tj. bu vlna typu P1P P1, nebo P1S P1 ). Za ú elem m ení rychlosti podélných vln v horninách je ale nutné registrovat vlnu typu P1P P1, nebo je p itom využíváno její první nasazení. Za p edpokladu, že osa sondy je rovnob žná se st nou vrtu (což by m ly zajišovat speciální nástavce umíst né na sond - obr. 2.70a), m la by být hodochrona lomené vlny definována vztahem:

t=

L cos i + 2h v v 2

(2.42)

1

kde … L je vzdálenost p ijíma e od vysíla e (obr.64a); v1 … rychlost ší ení elastických vln ve výplachu; v2 … rychlost ší ení elastických vln v hornin , a h … vzdálenost sondy od st ny vrtu.

U sondy se dv ma p ijíma i lze pak pro asy t1 a t 2 získat vztahy:

t = 1

L cos i + 2h v v 2

(2.43)

1

- 123 (218) -


t = 2

L cos i + 2h v v 2

(2.44)

1

a následn z nich i tzv. pr b hový as:

t=

L2 − L1 v

2

=

L v

(2.45)

.

2

Ze vztahu (2.45) je pak evidentní, že se nam ená rychlost bude rovnat skute né rychlosti v intervalu L, tj. již uvád né intervalové rychlosti hornin. Akustická karotáž je využívána: k identifikaci hornin o velice nízké rychlosti (nap . erného uhlí); k vzájemné korelaci vrt na základ rychlostí ší ení elastických vln; pro litologické len ní vrtního profilu, i pro snadný výpo et porózity dostate n zpevn lých hornin. 2.8.2.6 Metody zjiš ující technický stav vrtu Jsou zam eny p edevším na zjiš ování stavu vrtu. Jedná se zejména o metody zam ené na zjiš ování: • geometrických parametr vrtu, a • fyzikálních vlastností kapalin, které se nachází (a pohybují) ve vrtu.

Metody zam ené na zjiš ování geometrických parametr vrtu V rámci této innosti bývá nej ast ji aplikována kavernometrie (KM), profilometrie, inklinometrie (TIM) a stratametrie (SM).

Kavernometrie a profilometrie náleží mezi metody, které jsou používány na zjiš ování skute ného pr m ru vrtu a formy jeho ezu v rovin kolmé na osu vrtu. Inklinometrie je používána na m ení odklonu vrtu od svislice a na m ení sm ru tohoto odklonu. Stratametrie bývá používána na m ení sklonu vrstev a na m ení sklonu. Poznatky, získané v rámci aplikace kavernometrie (KM), o skute ném pr m ru vrtu, který se místy zna n liší od pr m ru použitého vrtního za ízení (dláta, resp. vrtní korunky a pod.) je nutné znát zejména proto, aby bylo možné provést kvalitní a reálné zhodnocení výsledk široké ady, již výše uvád ných karotážních metod. V pr b hu vrtního procesu se totiž pr m r vrtu významn ji m ní, nap . v úsecích kde byly odvrtány jílovité polohy, nebo v t chto místech n kdy vznikají kaverny, zatím-co v jiných p ípadech nap . u jíl , které

- 124 (218) -

GEODYNAMIKA

mají sklon k bobtnání dochází v t chto místech ke zv tšení jejich objemu, které n kdy vede až tém k nepr chodnosti vrtu. K následné minimalizaci odvrtaného pr m ru dochází asto také v úsecích, ve kterých byly odvrtány pís ito-jílovitá souvrství, kdy vznik tohoto procesu umož ují p edevším propustné polohy písk . Skute ný pr m r vrtu bývá zjiš ován kavernometry r zného typu (mechanické, resp. elektrické), kdy jsou veškeré zm ny vzájemné polohy mezi jednotlivými jezdci, jenž p i m ení kloužou po st n vrtu, transformovány na potenciální rozdíl V, který je dle vztahu (2.46) p ímo úm rný pr m ru vrtu. d = d0 +K ( V/I)

(2.46)

kde K a d0 - jsou konstanty které se ur ují kalibrací kavernometru na známých pr m rech a I je hodnota proudu, kterým je kavernometr napájen.

Obr. 2.70. Princip dvoup ijíma ové akustické sondy a schéma r zných vln registrovaných p i akustické karotáži. Vysv tlivky: a) -V - vysíla elastických vln; P1 a P2 - p ijíma e; t - as pr b hu; t- intervalový as pr b hu; 1 - nástavce udržující konstantní vzdálenost sondy od st ny vrtu; 2 - zvukový izolátor. b) – 1 - zóna výplachu; 2 - zóna výplachem narušené ásti vrstvy; 3 - neporušená hornina; 4 - vlny typu P1 P2 P P2 P1; 5 - vlny typu P1 P2 S P2 P1; 6 vlny typu P1 P P1; 7 - vlny typu P1 S P1. V p ípad profilometrie poskytuje nejlepší p edstavu o tvaru vrtu, v ezu kolmém na jeho osu, nap . ultrazvuková profilometrie, p i které je do p íslušné - 125 (218) -


hloubky vrtu zapušt na specielní sonda (vybavená oto nou hlavicí), která ke st n vrtu vysílá sm rované impulsy kmit . M en je as, který uplyne mezi okamžikem vyslání (vyzá ení) impulsu a okamžikem p íjmu odraženého impulsu. Na základ zjišt né rychlosti ší ení elastických kmit v p íslušné kapalin (vypl ující vrt) je pak zjišt ný asový interval t p ímo úm rný vzdálenosti idla od st ny vrtu a p íslušné vyhodnocovaní za ízení je schopné vyhodnotit nejenom vzdálenost idla od st ny vrtu (v každé pooto ené poloze idla), ale i vykreslit celkový tvar ezu v analyzovaném hloubkovém intervalu.

Inklinometrie (TIM) bývá aplikována vzhledem k tomu, že se v pr b hu vrtního procesu vrt asto zna n odchyluje od svislé polohy, což zna n znesnaduje možnost ur it veškeré pot ebné parametry o p esné poloze zastiženého ložiska. V rámci aplikace této metody je pr b žn m en jak úklon vrtu (tj. uhel mezi te nou k vrtu a svislicí), tak azimut úklonu (tj. azimut úhlu mezi rovinou maximálního zak ivení a rovinou magnetického meridiánu). P i m ení bývají aplikovány inklinom ry r zného druhu (nap . elektrické odporové, s magnetkou; elektrické odporové s gyroskopem; resp. fotoinklinom ry, i jiné druhy). Na základ získaných výsledk , bývá v kone né fázy ešení této problematiky sestaven (projekcí do horizontální roviny) tzv. rozvinutý profil, který skýtá názornou p edstavu o pr b hu vrtu v prostoru.

2.8.2.7 M ení fyzikálních vlastností kapalin Do této skupiny metod bývají krom termometrie (TM), rezistivimetrie (RM) a fotometrie (FM), azeny i metody, které se zabývají bodovým nebo plynulým m ením vertikálních rychlostí kapalin ve vrtu, pr b žným m ením hustoty kapalin, a v t žebních vrtech také podílu ropa - voda. P i aplikaci termometrie (TM) je m ení zam eno p edevším na m ení teploty kapaliny, která se ve vrtu pohybuje, resp. na m ení p ír stku teploty na ur ité konstantní vzdálenosti (tj. ur itém hloubkovém intervalu). M ení je zam eno i na zjišt ní geotermického gradientu v ur itém intervalu vrtu, nebo v r zných hloubkových intervalech bývají asto indikovány jeho zm ny nap . v závislosti na litologii hornin, které byly v pr b hu vrtního procesu zastiženy, resp. v souvislosti s p ítokem kapalin, i plynných komponent do vrtu. Vzhledem k tomu, že se nejenom pr zkumné vrty na ropu a plyn asto osazují ocelovými pažnicemi a prostor mezi nimi a vrtem bývá vypln n cementem (aby bylo možné nap . hermeticky ut snit nežádoucí propustné polohy), bývá termometrie využívá i ke kontrole provedených t snících prací. V t chto p ípadech je možné termometrii uplatnit p edevším vzhledem k tomu, že proces tuhnutí cementu je v analyzovaném úseku doprovázen uvol ováním tepla. M ení jsou provád na termometry a bývají realizována tím zp sobem, že jsou teplotn závislé odpory umíst ny v karotážní sond tak, aby pokud je to možné byly co nejvíce ve styku s m enou kapalinou. Od t la sondy jsou ale ú inn tepeln izolovány. P i aplikaci rezistivimetrie (RM) je pr b žn m en elektrický odpor kapaliny, nacházející se vrtu. M ení jsou realizována rezistimetry. V tomto p ípad

- 126 (218) -

GEODYNAMIKA

karotážní sonda obsahuje t i miniaturní elektrody, z nichž jedna bývá zapojena do proudového okruhu a zbývající dv do m ícího okruhu. M ená veli ina je vyjad ována v m.

Rezistivimetrie je využívána ke stanoveni m rného odporu hornin, i ke stanoveni m rného odporu filtrátu výplachu. V pr zkumných vrtech na ropu se uplat uje v rámci vrtného procesu nap . i na identifikaci míst, v nichž došlo k porušení n které z pažnicových kolon. Fotometrie (FM) se uplat uje jak v rámci pr zkumných pracích hydrogeologického charakteru, tak i p i realizaci vrtních prací v rámci pr zkumné innosti na naftu a plyn. P i realizaci pr zkumných pracích hydrogeologického charakteru, umož uje získávat nap . informace o tom, do jaké míry byl v záv re né fázi ešení hydrogeologické problematiky (nap . p i vyhledávání vhodných vodních zdroj ) vrt vy išt n od jílového výplachu, resp. od jiných kalových p ím sí, stejn jako za ú elem stanovení vertikální rychlosti pohybu kapaliny ve vrtu, a se již jedná o um le vyvolaný, nebo p irozený pohyb kapaliny. P i realizaci vrtních prací v rámci pr zkumné innosti na naftu a plyn bývá fotometrie v generelu aplikována za ú elem identifikace úsek , ve kterých dochází k p ítoku vody nebo jiných druh kapalin do vrtu (z n kterých kolektor ), které byly v rámci provád né vrtí innosti narušeny. V takovýchto p ípadech aplikace fotometrie umož uje získat i poznatky o rychlosti filtrace t chto kapalin. P ístroje, které jsou p i fotometrii využívány, jsou známé jako fotometry. Jejich prost ednictvím je m ena pr zra nost kapaliny a její schopnost absorbovat sv telnou energii, která je produkována malým sv telným zdrojem umíst ným v sond . Sv telný zdroj je napájen stabilizovaným proudem o intenzitách kolem 30 až 60 mA.

2.9

SEISMOLOGIE

V p ípad orogeneze je tento odborný termín v sou asnosti specificky vyhrazen nejenom pro vertikální zdvihy deformovaných mobilních zón, které jsou svázány se vznikem poho í, ale i pro vznik vnit ní struktury poho í. Tento termín byl v r. 1980 specificky zaveden K. Gilbertem pro procesy p emís ování hmot v zemské k e, které vedou ke vzniku poho í. V p ípad tektogeneze, je ale v sou asnosti asto používán pro veškeré tektonické pohyby a procesy, p i nichž vznikají tektonické struktury zemské k ry

2.9.1

Základní pojmy

V r zných ástech zemského povrchu se m že zem t esná innost projevovat r zným zp sobem, nebo procesy, které jí vyvolávají mohou mít r znou intenzitu. Proto lze její ú inky vnímat, pozorovat, resp. p ímo pociovat smyslovými orgány v r zných ástech zemského povrchu r zným zp sobem.

- 127 (218) -


Míra projevu tohoto procesu závisí p edevším od velikosti a hloubky ohniska zem t esení, od epicentrální vzdálenosti, i energie, která se v ohnisku zem t esení transformovala do elastických vln, které p i zem t eseních vznikají a ší í se ze zdrojové oblasti všemi sm ry. V p ípad elastických vln se jedná, jak již bylo výše uvedeno, o vlny objemové (tj. podélné, i p í né, které se ší í celým zemským t lesem) a vlny povrchové, které se následn ší í p evážn po zemském povrchu. Schematické znázorn ní základních parametr charakteristických pro zem t esnou innost je patrné z obr. 2.71.

Intenzita zem t esení je veli ina, která charakterizuje velikost zem t esení a posuzuje se bu na základ jeho ú ink na zemský povrch a r zné objekty (resp. živo išné druhy) nacházející se n m, nebo se stanovuje na základ dat získaných prost ednictvím p ístrojových m ení. áry, které spojují místa o stejné makroseismické intenzit jsou známé jako izoseisty zem t esení. áry, které spojují místa o stejné intenzit zvukového doprovodu zem t esení se nazývají izoakusty. Za hlavní ot es je považováno zem t esení s nejv tší intenzitou. V ad p ípad se jedná i o po etn jší skupinu po sob jdoucích ot es , p i nichž není indikován žádný ot es, který by svojí intenzitou významn ji p evyšoval ostatní. Skupina zem t esení tohoto druhu, bývá ozna ována jako seismický (resp. zem t esný) roj. Za ohnisko zem t esení - obr. 2.71 je považována oblast ve které došlo k náhlému uvoln ní energie, a která m že mít r zn velké rozm ry. V p ípad epicentrální vzdálenosti jde o vzdálenost mezi bodem pozorování a epicentrem, která je udávána v uhlových stupních, kdy hodnota 1°.. p edstavuje jednu t istašedesátinu obvodu Zem , což iní cca111.1 km.

Epicentrum je chápáno jako místo, které se na zemském povrchu nachází p ímo kolmo nad t žišt m ohniska zem t esení, a ve kterém se ú inky zem t esení asto projevují nejvýrazn ji. Bodová aproximace ohniska zem t esení (resp. jeho t žišt ) je ozna ována jako hypocentrum. Vzdálenost mezi epicentrem a hypocentrem je známá jako fokální hloubka.

2.9.2

Seismické vln ní

Vznik elastických vln p i zem t esení je p ímým d sledkem toho, že energetický impuls, který je p í inou zem t esení vyvolává v oblasti svého p sobení (tj. v ohnisku zem t esení) trvalou deformaci, zatím-co mimo prostor ohniska mají deformace charakter asov prom nných elastických deformací okolního prost edí, s nimiž je spojen pohyb hmotných ástic. V té ásti prost edí, která obklopuje po áte ní oblast vzruchu, vyvolává jejich pohyb nap tí a v d sledku jeho následných zm n vznikají i asov prom nné deformace. Jelikož jednotlivé ástice prost edí se pohybují a vyvolávají tím nap tí i v okolí, ší í se jak deformace, tak nap tí od místa vzniku (vzruchu) ve tvaru impulsu na všechny strany. Hmotné ástice p itom vykonávají krátkodobé kmity kolem své rovnovážné polohy, a tím že se kmitání ší í od svého zdroje do vzdálen jších oblastí, a že si ástice prost edí postupn p edávají pohyb, vzniká elastická vlna.

- 128 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 2.71 N které základní parametry, charakteristické pro zem t esnou innost. Podle povahy kmitání ástic, vzhledem ke sm ru ší ení vlny, dochází ke vzniku podélného nebo p í ného vln ní. Podélná vlna (P), je vázána p edevším na deformace objemové, a tím že se ší í prost edím vznikají ve sm ru její ší ení zóny nahušt ní a z ed ní prost edí, které jsou zp sobeny kmitáním hmotných ástic prost edím kolem své rovnovážné osy. P í ná (S) vlna je vázaná pouze na tvarové deformace a tím, že se ší í prost edím dochází ke vzájemnému posunování t ch vrstev prost edí, které stojí kolmo na sm r vlny. V tomto p ípad kmitají hmotné ástice kolem své klidové polohy v rovinách kolmých na sm r ší ení vlny. Rychlost ší ení seismického vln ní není konstantní, ale m ní se s hloubkou. V d sledku toho pak ani dráhy seismických paprsk nejsou p ímkové, ale jsou zak ivené. Do bodu pozorování p ichází nejd íve vlny podélné. Teprve po nich vlny p í né, a jako poslední vlny povrchové. asový rozdíl mezi p íchodem P a S vln je závislý jak na geologickém prost edí, ve kterém se vln ní ší í, tak na vzdálenosti od ohniska. P í né vlny se neší í v kapalinách.

2.9.3

Registrace zem t esení

Pod termínem registrace zem t esení se rozumí registrace seismického vln ní. V sou asnosti se na tuto innost používají p edevším seismografy (tj. p ístroje na m ení intenzity ot es ), p i jejichž konstrukci je využíván princip setrva nosti hmotného t lesa, které je upevn no tak, aby bylo jeho spojení se zemí co nejvoln jší. Setrva ní hmotou bývá nap . magnet, který je upevn n na pružin , a pohybuje se v cívce (resp. obrácen ). V p ípad , že k místu na kterém je seismograf instalován p ijdou jakékoliv zem t esné vzruchy, jeho podklad se rozechv je a hmotné t leso se snaží setrva ností zachovat svou p vodní polohu. Na kmity p dy tedy reaguje relativními pohyby. Pohybem hmotného t lesa, nap . uvnit cívky se indukuje elektrické nap tí, které se

- 129 (218) -


(nap . prost ednictvím analogov -digitálního p evodníku) p evádí do digitální formy, ímž je umožn no i následné zpracování získaných dat na po íta ích. Seismografy, jejichž záznamy umož ují ur it íselné hodnoty charakteristických veli in zem t esení jsou známé jako seismometry. Vzhledem k tomu, že zem t esné vzruchy mají v generelu t írozm rný charakter, je registrace zam ena na všechny t i složky [dv horizontální (ve sm ru sever-jih a východzápad) a jednu vertikální)].Velice citlivé seismografy dnes umož ují registro-7 vat i výchylky 10 mm, resp. ješt menší. Zem t esení se registrují nejenom na jednotlivých stanovištích národních sítí, z nichž jsou získané podklady odesílány telemetricky na místo finálního zpracování a odtud následn i do mezinárodních st edisek. V tšina údaj , p edevším sou adnice epicenter, hloubky hypocenter, hypocentrální as, i zjišt né magnit dy, je následn zpracovávána až do formy m sí ních i ro ních katalog , které jsou dnes b žn dostupné i na internetu. Stejn dostupné jsou nap . také katalogy zem t esení z ady jiných stát (jako nap . USA, Anglie, N mecka, Belgie, Rakouska apod.). Problematikou registrace diskutovaného jevu, i vyhodnocováním získaných poznatk se v R doposud zabývalo, a i nadále zabývá v tší po et organizací, jako jsou nap . Geofyzikální ústav AV R, Ústav struktury a mechaniky hornin, p i AV R - v Praze, Ústav Geoniky, p i AV R - v Ostrav , Ústav fyziky Zem p i Masarykov Univerzit v Brn .

2.9.4

Rozd lení zem t esení

P i rozd lení zem t esení bývají aplikována r zná kriteria. Nej ast ji bývají len na na základ jejich p vodu, velikosti, epicentrální vzdálenosti, hloubky ohniska, velikosti magnitud a podle geografického rozložení. Podle p vodu lze zem t esení lenit na zem t esení, která souvisí: • s jevy probíhajícími nap . v krasových oblastech, nebo v oblastech s rozsáhlou d lní inností, kdy dochází nap . k náhlému z ícení strop podzemních dutin krasového p vodu, nebo dutin vzniklých hornickou inností; v t chto p ípadech se jedná o tzv. zem t esení ítivá a oblast, ve které lze tyto zem t esné ú inky pozorovat, bývá pom rn malá. Obvykle nep esahuje n kolik kilometr a pouze v p ípad , že se jedná o m lký zdroj, kdy dojde k velice náhlému propadnutí v tší ásti povrchu p ímo nad zdrojem, m že dojít k pom rn významným škodám. Výskyt zem t esení tohoto druhu je odhadován na cca 3% z celkového po tu registrovaných zem t esení. Jejich ú inky lze intenzivn ji indikovat ješt i ve vzdálenosti 40 - 60 km od zdrojové oblasti. V n kterých p ípadech je lze (v nepatrné mí e) registrovat i ve vzdálenostech kolem 100, a více km od místa je jich vzniku. • vulkanickou (sope nou) inností; v t chto p ípadech dochází ke zna nému množství ot es , které se vyskytují asto v seismických rojích; makroseismický dosah se v t chto p ípadech pohybuje v mezích od 20 - 60 km a etnost zem t esných projev je odhadovaná cca na 7% z celkového po tu registrovaných zem t esení; V

- 130 (218) -

GEODYNAMIKA

t chto p ípadech souvisí vznik zem t esné innosti p edevším s náhlým uvol ováním energie p i rychlém a postupném narušování homogenity jednotlivých vrstev, tlakem vystupujícího magmatu a jeho plynných složek. • jevy, které jsou d sledkem jak proces probíhajících v rámci horotvorných a tektonických proces , tak pohyb jednotlivých ker zemské k ry (jejichž rychlost se pohybuje v mezích n kolika centimetr za rok); v generelu se jedná o tzv. tektonická (disloka ní) zem t esení; zem t esení tohoto druhu bývá nejv tší po et a jejich výskyt je odhadován na cca 90% z celkového po tu registrovaných zem t esení; V t chto p ípadech je zem t esná innost vyvolána r znými druhy vzájemných pohyb mezi r zn velkými krami zemské k ry - obr. 2.72. Za konkrétní p í inný zdroj je považován proces, ke kterému dochází v p ípadech, kdy v sty ných zónách kolidujících horninových celk vzájemné nap tí náhle p esáhne mez pevnosti hornin. Tj. kdy v t chto zónách dochází k tém okamžitému narušení “do asné vzájemné energetické stability “, tím i k uvoln ní obrovského množství mechanické energie a k následnému pohybu, n kterého (nebo obou, resp. více) zú astn ných k rových segment . P í inné procesy tohoto druhu mívají asto velice katastrofické d sledky. Zna né množství ohnisek zem t esení se také nachází v prostoru uvnit jednotlivých litosférických desek, které jsou významn jšími, resp. mén významn jšími poruchovými zónami roz len ny na díl í celky. Podél t chto zón dochází asto nejenom k vertikálním pohyb m jednotlivých blok . A tak i tyto - tektonicky oslabené zóny, omezující jednotlivé bloky zemské k ry se pak stávají zdrojovými zónami zem t esení r zného ádu.

Podle hloubky t žišt ohniska lze zem t esení lenit na: • povrchová (jejichž hloubka je menší než 4 km), kdy se ohniska nachází ješt ve svrchní ásti zemského sedimentárním obalu; • plytká (jejichž hloubka je menší než 60 km), kdy je za jejich zdrojovou oblast považována p edevším oblast zemské k ry; • st ední (jejichž hloubka se pohybuje v mezích od 60 do 300 km), kdy je za jejich zdrojovou oblast považována oblast nejsvrchn jších ástí zemského plášt ; • hluboká (jejich hloubka je v mezích od 300 do 800 km) a zdrojová oblast ohnisek t chto zem t esení se již tedy nachází ve spodní ásti zemského plášt .

- 131 (218) -


Obr. 2.72 Prostorové vymezení jednotlivých litosférických desek. Vysv tlivky: 1 – ozna ení desek; 2 – kompresní typy pohyb ; 3 – extenzní typy pohyb ; 4 – transformní, resp. nedefinované typy pohyb ; 5 – sm r pohybu desek. S ohledem na epicentrální vzdálenost jsou rozeznávaná zem t esení blízká (od 0° do 20°), st edn vzdálená (od 20° do 45°), vzdálená (od 45° do 90°) a hodn vzdálená (od 90° do 180°).

Podle velikosti magnit d bývají rozeznávaná zem t esení: • • • • • •

velká o magnitud v tší než v tší o magnitud mezi silná o magnitud mezi mírná o magnitud mezi lehká o magnitud mezi menší o magnitud mezi

M = 8°; M = 7,0° / 7,9°; M = 6,0° / 6,9°; M = 5,0° / 5,9° ; M = 4,0° / 4,9° , a M = 3,0° / 3,9°

Podle geografického rozložení zem t esení na zemském povrchu Jak je patrné nap . nejenom z obr 2.73, p evážná ást seismické aktivity je soust ed na do pom rn úzkých a dlouhých zón. Nejv tší množství uvoln né seismické energie (více než 70%) p ipadá p itom na tzv. tichooceánský pás, který ur itým zp sobem ohrani uje Tichý oceán. Zna n menší množství uvoln né seismické energie (n co kolem 15 - 20%) je vázáno na zónu mladých pásemných poho í - tzv. Alpsko-karpatsko-himalájský pás a na zlomy rozložené v prostoru jejich ohyb . V p ípad indikací se jedná o indikace zem t esení z období od 18. 9. 1998 do 30. 10. 1998 (viz také p iloženou tabulku A1), které byly do diskutovaného podkladu zahrnuty za tím ú elem, aby si tená mohl u init p edstavu o jejich

- 132 (218) -

GEODYNAMIKA

korelaci s indikacemi pocházejícími z d ív jších let (nap . s podkladem dle M. Toperzer -1960). Kolem 5 -10% uvoln né seismické energie p ipadá na zóny riftové zóny, které tvo í tém souvislý pás, jenž prochází všemi oceány, a jsou charakteristické vznikem podmo ských h bet , z nichž se ada z nich dokonce vyná í i nad jejich hladinu. Ale i p esto, že se v tomto p ípad v generelu jedná o tzv. plytká zem t esení, mají tyto strukturní elementy velký význam hlavn pro oblast studia tektonických proces . Nejmenší množství uvoln né seismické energie (kolem 1-2 %), je vázáno na riftové zóny kontinentálních typu, jako je nap . východoafrická riftová oblast, nebo i rýnský prolom.

2.9.5

Seismické stupnice

Stupnice, pomocí kterých lze charakterizovat ú inky jednotlivých zem t esení prošly p ibližn od konce osmnáctého století dlouhodobým vývojem a i nadále se vyvíjí. V sou asnosti jsou užívány stupnice magnitudové - tj. p ístrojové a stupnice intenzitní - tj. makroseismické.

Magnitudová stupnice definuje intenzitu zem t esení na bázi p ístrojov m ené veli iny - tzv. magnit dy, kdy je dle kalifornského seismologa C.F. Richtera magnit da definována, jako “logaritmus nejv tšího rozkmitu seismické vlny (v tisícinách milimetru), zachycené standardním Woody-Andersenovým seismografem, ve vzdálenosti 100 km od epicentra zem t esení“. V reálné praxi byly doposud indikovány zem t esení o magnitud (síle) v mezích M 3 až M 10 Richterovy stupnice.

Richterova stupnice udává velikost zem t esení v jeho ohnisku. Výsledný ú inek, na zemském povrchu záleží ale i na mnoha jiných faktorech. Zna ná ást lidské populace asto ješt neregistruje ani zem t esení t etího stupn , které se již projevuje nap . ve form mírných vibrací skleni ek, resp. jiných p edm t . Zem t esení tvrtého stupn (p i kterém již padají n které p edm ty a asto se objevují i trhliny ve zdech) již registruje v tšina lidské populace. Zem t esení pátého stupn , které je klasifikováno jako st edn silné zem t esení, registruje již bezpe n veškerá ást lidská populace. Vznikají p i n m i menší škody na budovách (dochází nap . k padání komín a omítek). Zem t esení šestého stupn je považováno za silné zem t esení. P edevším v hust osídlených oblastech má velice destruktivní charakter (dochází p i n m nap . ke z ícení starších - mén odolných staveb). Zem t esení sedmého stupn je považováno za t žké zem t esení. Zp sobuje velice závažné ztráty jak na lidských životech, tak na hmotném majetku. asto bývá doprovázeno i sesuvy p dy. Zem t esení osmého a vyššího stupn je klasifikováno jako katastrofické zem t esení. V blízkosti epicentra dochází p i n m asto k úplné destrukci m st a vesnic, k velkým sesuv m p dy a v n kterých oblastech je i p í inou vzniku vln tsunami. N které menší trhací práce, z oblasti stavebnictví, mohou vyvolávat lokální zem t esení o intenzit od cca M1 až do M3. Velikost lokálních zem t esení p i trhacích pracích v kamenolomech se m že pohybovat v hodnotách od M3 - 133 (218) -


až M4. Pr m rné tornádo m že vyvolávat lokální zem t esení o intenzit M45. Zem t esení v San Francisku z r. 1906 odpovídalo nap . intenzit M8.

Makroseismické stupnice definují intenzitu zem t esení na bází poznatk o mí e škody a deformací, které zem t esení zp sobilo a s ohledem na fyziologické vjemy, které byly p i zem t esení indikovány. Nejznám jší a nejužívan jší z nich je v sou asnosti dvanáctistup ová stupnice - MSK-6, která klasifikuje z hlediska uvád ných poznatk podrobn každý stupe .

2.9.6

Seismické riziko a seismický hazard

V souvislosti se zem t esnou aktivitou se v reálné praxi setkáváme p edevším s pojmy jako jsou seismicita Zem (resp. seismická aktivita Zem ), seismické riziko, resp. seismický hazard. V p ípad seismicity - resp. seismické aktivity Zem , zahrnuje tento odborný termín p edevším problematiku spojenou s: • geografickým rozložením zem t esení na zemském povrchu • jejich vztahem ke stavb zemského povrchu; • geografickým rozložením zem t esení na zemském povrchu, i s ohledem na jejich magnit du (intenzitu).

Seismické riziko V sou asnosti je dle “Evropské asociace pro seismické inženýrství “ definováno jako “o ekávaná velikost ztrát a škod za dobu výskytu seismické události, jak na životech, majetku, ekonomické i jiné innosti“.

Seismický hazard Je definován, jako “pravd podobnost vzniku zem t esení o ur ité magnitud (intenzit ) na n které lokalit , tj. nap . v míst ur ité výstavby, resp. na území n kterého státního území“. Na základ dlouhodobých poznatk , získaných nejenom v rámci sou asné registrace a vyhodnocování diskutovaného jevu, jsou nejenom pro pot eby inženýrsko-technické praxe, sestavovány pro jednotlivé státní celky a r zné zájmové lokality i mapy maximáln o ekávaných makroseismických intenzit zem t esení - nap . obr. 2.73. Jelikož nejenom v seismicko-inženýrské praxi, ale i v rámci projek ní innosti je nutné znát p edevším hodnoty zrychlení (tj. v generelu druhou derivaci výchylky, která je zaznamenávaná seismografem), jsou sestavovány i mapy “maximáln o ekávaných hodnot zrychlení“. Pro území našeho státu se v sou asnosti jedná nap . o podklad, který je prezentován na obr. 2.74. V dob kdy seismická vlna prochází místem jakéhokoliv sledovaného prost edí, dochází k vychylování jeho jednotlivých hmotných ástic z jejich - do té doby “p vodní rovnovážné polohy“, a to na ob strany od ní. Vzhledem k tomu, že se tyto hmotné ástice snaží setrva ností zachovat svojí p vodní polohu, vykonávají krátkodobé kmity kolem své rovnovážné polohy. Rychlost

- 134 (218) -

GEODYNAMIKA

v, jakou dochází ke zm n jejich rovnovážné polohy, vyjad uje rychlost kmitání ástic prost edí, kdy v = A0 .cos t; A0 je p itom maximální amplituda vlny; = 2 f … je kruhová frekvence; f je frekvence kmitání ástic prost edí, a t je as. Zrychlení lze pak vypo íst ze vztahu a = - 2 A0 .sin t . Jeho hodnoty bývají udávány bu v cm/s2, resp. m/s2. Nej ast ji bývají udávány v jednotkách gravita ního zrychlení g, tj. v hodnotách ag (kdy g = 9.81 m/s2) - jako nap . na obr. 2.38. Ke konstrukci mapových podklad , které jsou uvedeny na obr.73 a 74 byla jejich autory využita veškerá dostupná data, jenž popisují makroseismické intenzity zem t esení, které byly na území eské republiky indikovány v pr b hu posledních 500 let, jenž jsou uložena v archivu makroseismických indikací (archiv Geofyzikálního ústavu Akademie v d R).

Obr. 2.73. Mapa maximálních o ekávaných zem t esení na území eské republiky. ( SN 73 0036, 2 varianta – upraveno dle V. Schenk a Z. Schenková 1997). Záv rem stati lze ješt podotknout, že s ohledem na spouš , kterou velice asto po sob dokáže zem t esná innost zanechat, a již jde o objem hmotných škod, nebo o po et ob tí na lidských životech, jí lze adit na p ední místo mezi širokou a r znorodou škálu diskutovaných p írodních katastrof. Pom rn jasn to dokládají nap . i n které poznatky o d sledcích n kterých zem t esení nejenom z období minulých století, ale i z práv prošlého století. Nap . Zem t esení z roku: • 526, v oblasti sou asného Turecka si vyžádalo až 250 000 lidských ob tí; • 1201, v oblasti Egypta a Sýrie p ibližn 1 000 000 lidských život ; • 1723, v Indii – konkrétn ji v Kalkat 300 000 lidských ob tí; • 1755, poblíž Lisabonu 60 000 ob tí, zejména v d sledku p sobení vln tsunami; • 1908, na Sicílii – v okolí Messiny p es 80 000 lidských ob tí, rovn ž zejména v d sledku p sobení vln tsunami; • 1920, v provincii Kansu v ín 200 000 lidských ob tí; • 1976, v Tangshanu v ín 250 000 – 400 000 lidských ob tí;

- 135 (218) -


• 1990, v oblasti sz. Iránu - o intenzit kolem 7,2 stup zni ilo u pob eží Kaspického mo e p ibližn 25 vesni ek, a vyžádalo si 50000 lidských ob tí; • 1990, na Filipínách - o intenzit 7,7 stup si vyžádalo p ibližn 2000 lidských ob tí; • 1991, v severní ásti Indie - o intenzit 6,6 stup , si vyžádalo kolem 1500 lidských ob tí; • 1993, v oblasti západní a jižní Indie - o intenzit cca 6,5 stupn , si vyžádalo až 30 000 lidských ob tí; • 1993, v Turecku 30 000 lidských ob tí; • 1995, v Japonsku - v troskách p ístavu Kóbe p išlo o život více než 6 000 lidí; • 1997, ve východní ásti Iránu p ipravilo o život kolem 4 000 lidí; • 1999, v oblasti st edozápadní ásti Kolumbie si vyžádalo p es 3000 lidských ob tí; • 1999, v Turecku, u m sta Izmit 12 000 - 15 000 lidských ob tí; • 2000, které vyvolalo silné ot esy o intenzit cca 5,7 stup na ostrov Amami - Óšima, v jižní ásti Japonska, zp sobilo prudké sesuvy bahna; v postižené oblasti musela být provedena do asná evakuace obyvatel; • 2001, o intenzit cca 7,6 stup postihlo st edoamerický Salvador, kdy epicentrum zem t esení leželo na tichomo ském pob eží Salvadoru, asi 105 km jz. od m sta San Miguel; • jen na p edm stí hlavního m sta San Salvador poh bil sesuv p dy nejmén 300 rodinných domk , kdy v prvních chvílích z stalo pod bahnem uv zn no více než 1 200 lidí; na p edm stí - v Santa Tecla se v d sledku ot es z ítilo p es 500 budov, p i emž p išlo o život více než 50 lidí; • 2001, v západoindické provincii Gudžarát si vyžádaly nejmén 20000 lidských ob tí;

Obr. 2.74 Mapa maximálních o ekávaných intenzit zem t esení na území eské republiky. ( SN P ENV 1998/1/1; National Application Document of the EUROCODE 8 - upraveno dle V. Schenk a Z. Schenková 1997).

- 136 (218) -

GEODYNAMIKA

Tabulka 8:

Druh p írodní katastrofy: zem t esná innost

Období od …. do

2.10 Ko ntrolní otáz ky

18. 9.1998 - 24.09.1998 24. 9.1998 –

2.10.1998

Lokalita

Intenzita

jz. Itálie

3,8˚

jz. Irán

5,4˚

centr. Jugoslávie + B lehrad

5,7˚

Indonézie – ostrov Jáva

6,3˚

východní Japonsko

3,8˚

jv. Austrálie

3,5˚

souostroví Vanuata, Tich. oceán

5,7˚

severní Irán

4,6˚

Mongolsko

5,5˚

Otázka 1 : Tibet 5,5˚ Uve te n kolik oblastí z Guatemala 4,1˚ geologického záp. Pensylvánie 5,2˚ pr zkumu, již. Jugoslávie 4,9˚ kde m že být 1.10.1998 – 9.10.1998 gravimetrie již. ecko 5,2˚ využitá. již. a záp. ína 5,2˚ Otázka 2: záp. Irán 5,3˚ Jaká je jedsever N. Zélandu 2,9˚ notka gravita ního zrychjiž. ást Peru 5,3˚ lení v soustajiž. ína 6,0˚ v SI? Napište st ed Ind. ostrova Celebesu 5,5˚ v praxi použí- 9.10.1998 – 16.10.1998 vané odvozevých. Tchaj-wan 4,7˚ né jednotky a záp. Irán 4,0˚ vztah mezi již. Nikaragua 5,9˚ nimi. Otázka 3: Chile – okolí Santiaga 3,0˚ Jaký je rozdíl 16.10.1998 – 24.10.1998 Nikaragua – hl. m sto Managui 4,0˚ mezi gravijih N. Zélandu 6,1˚ ta ním a tíhoZáp. Irán 4,6˚ vým zrychlením? Virginie 3,7˚ Otázka 4: oblast mexicko-kalifornské hranice 3,3˚ Napište hodjz. ína 5,2˚ notu zrychle- 24.10.1998 – 30.10.1998 -2 nia 9.81 ms sv. Alžír 4,3˚ v jednotkách Indonézie 5,7˚ mGal a µm s 2 Indonézie 5,2˚ . Otázka 5: Indonézie 4,5˚ Jaký je rozdíl mezi absolutními a relativními gravimetry (hlavn jaké výsledky se nimi získávají)? - 137 (218) -


Otázka 6: Uve te p ibližný asový rozsah m ení s absolutními a relativními gravimetry. Otázka 7: o je to konstanta gravimetru a jak se získá? Otázka 8: Co je to chod gravimetru? Otázka 9: Jakou úlohu plní tzv. základný bod p i terénních gravimetrických m eních a kde se v tšinou umís uje? Otázka 10: Definujte Bouguerovu anomálii (vztahem) a popište jednotlivé redukce a korekce, které v ní vystupují. Otázka 11: Jaký význam mají topokorekce a pro mají kladné znaménko (i p es to, že se skládají z dvou principiáln rozdílných sou ástí)? Otázka 12: Mohou topokorekce v ur itém p ípade dosáhnout i zápornou hodnotu? Uve te pro . Otázka 13: Jaký je základný rozdíl mezi p ímou a obrácenou úlohou v gravimetrii (v geofyzice) ? Otázka 14: Jaké složky má magnetické pole Zem ? Otázka 15: Jaký je rozdíl, resp. vztah mezi odporem a m rným odporem? Otázka 16: Popište princip metody VES! Otázka 17: Co je zachyceno na obrázku GPR?

Otázka 18: Jaké radioaktivní zá ení p sobí na lov ka? Otázka 19: Co je to hodochrona a k emu slouží? Otázka 20: Vysv tlete pojmy – seismicita, seismické riziko a seismický hazard.

2.11

Klí

Odpov

1: Využití je p edevším p i : - 138 (218) -

GEODYNAMIKA

•

analýze fyzikálních polí zemského t lesa, za ú elem ešení problematiky jeho tvaru a stavby (vnit ní stavba Zem - zejména stavba zemské k ry a svrchního plášt ap.),

•

ešení problematiky z oblasti všeobecné, strukturní a ložiskové geologie (tektonofyzika; vyhledávání ložisek nerostných surovin; lokalizace zlom , ap.),

•

ešením problematiky z oblasti inženýrské geologie, geologie životního prost edí, hydrogeologie ap..

Odpov 2: gravita ní konstanta f (m3 kg -1 s-2) =6,67.10-8 cm-3 g-1 sec-2 nebo 20/3.10-3 m-1 cm3 g-1 mGal Odpov 3: Tíhové zrychlení v sob zahrnuje “skute né p sobení hmotné rotující Zem na objekt nacházející se na její povrchu“, p i emž (v d sledku její rotace) proti samotné p itažlivosti Zem p sobí na daný objekt sou asn i odst edivé zrychlení. Vzhledem k uvád ným skute nostem má tedy tíhové zrychlení, vzhledem ke gravita nímu zrychlení, nižší hodnotu a jejich vzájemný rozdíl se m ní zejména v závislosti na zem pisné ší ce objektu, který se nachází na zemském povrchu. Hodnota tíhového zrychlení bude tedy maximální na pólu (gP), nebo hodnota odst edivého zrychlení ar je tam = 0, a hodnota tíhového zrychlení na rovníku bude nejmenší, nebo hodnota odst edivého zrychlení ar je tam nejv tší. Hodnota tíhové zrychlení není tedy na zemském povrchu konstantní. Odpov

4:

9 810 000mms-2 ;

981 000mGal

Odpov 5: P ístroje pro absolutní m ení, které jsou ur eny pro aplikaci ve speciáln vybavených laborato ích, pat ík nim nap . “Earth Tide Meter“ od fy. LaCoste and Romberg. V p ípad aplikace p ístroj tohoto druhu, jsou finálním produktem m ícího procesu již p ímo hodnoty tíhového zrychlení. Gravimetry umož ují provád t m ení relativních tíhových rozdíl jsou dnes vyráb ny v r zných variantách. Jsou relativn lehké, snadno ovladatelné a jejich m ení probíhá v krátkém asovém úseku. Výsledkem jsou relativní hodnoty tíhového zrychlení. Odpov 6: Absolutní gravimetry - - hodiny až dny; relativní gravimetry – n kolik minut. Odpov 7: P evodová nebo též p ístrojová konstanta, bývá vždy definovaná výrobcem a je uvád na na štítku, p ipevn ném na gravimetru. Udává hodnotu v mGal na jeden dílek (tj. obrátku) m ícího šroubu (nap . k = 0,10215 mGal/dílek). Ješt p ed uvedením gravimetru do provozu je jí ale vhodné znovu definovat prost ednictvím procesu, který bývá ozna ován jako cejchování p ístroje. Odpov 8: Tzv. “chodu gravimetru“- zahrnuje vlivy, které souvisí s procesy probíhajícími ve vlastním m ícím systému v d sledku slabých náraz p i transportu, i v d sledku zm n teploty a tlaku (a to i p esto, že gravimetr je proti tomuto vlivu v p evážné mí e chrán n umíst ním do vakuované termosky s vnit ním vyh íváním). Nežádoucí, a asov prom nné zm ny ve tení gravimetru vyvolává i gravita ní ú inek Slunce a M síce, kdy se jedná o tzv. slapový ú inek.

- 139 (218) -


Aby ale bylo možné tyto nep íznivé - nežádoucí vlivy pozd ji vylou it z m ení, je nutné v pr b hu každodenního m i ského procesu n jakým zp sobem zajistit (nap . pomocí vhodn zvolené m i ské metodiky), aby bylo možné pozd ji tyto zm ny definovat, tj. aby mohl být pozd ji indikován pr b h velikosti t chto zm n, v závislosti na ase. Za tímto ú elem se asi u 10 až 15% bod , které již byly v m eném denním profilu jednou zm eny, provádí cca po 2 - 3 hodinových intervalech nové opakované m ení (jak je to nap . patrné z obr.4. Za stejným ú elem je rovn ž vhodné - spíše však nutné, provést uprost ed každého denního profilu i m ení na n kterém jiném základním tíhovém bod , než na kterém bylo provedeno m ení na po átku a na konci denního profilu. Odpov 9: Na základním bod je známá absolutní hodnota tíže. Proto základní bod slouží k p ipojení a p epo tu relativních hodnot na nov zm ených bodech na absolutní hodnoty. Odpov 10: gB (h, , ) = g – γ n ( ) + 0,3086h – 0,0419h + T (h, , ) - B [mGal] , kde - g je nam ená hodnota tíhového zrychlení (opravená o chod, a p epo tená na absolutní hodnotu); γ n ( ) - tzv. normální pole, které je funkcí zem pisné ší ky; h - nadmo ská výška tíhového bodu; , - zem pisná ší ka a zem pisná délka m i ského stanovišt ; … tzv. reduk ní hustota Bouguerovy desky; T (h, , ) - tzv. topokorekce, a B- je tzv. Bullard v len (pojmenovaná* podle francouzského fyzika Pierre Bouguera , 1698 - 1758). Odpov 11: Nežádoucí ú inky vyvolané zm nami reliéfu terénu nad bodem m ení, nebo vlivem zavedeni Bouguerovy korekce pod úrovní bodu m ení, odstra ujeme prost ednictvím zavedení korekcí na nerovnost terénu - tj. terénních korekcí T. Jsou ve v tšin p ípad kladné. Odpov 12: Ano pokud hmoty leží pod te nou rovinou v bod P a nad plochou zvoleného kruhového vrchlíku (na obrázku hmoty 2).

13: V p ípad ešení p ímé gravimetrické úlohy, pomocí výpo tu Odpov definujeme anomálii, kterou vyvolává t leso jehož tvar, polohu a hustotu známe. ešení využívá známé poznatky o ú incích t les, jenž mají pravidelný geometrický tvar, a je provád no pomocí p esných analytických metod. V p ípadech, kdy jde o t lesa nepravidelného tvaru, jsou aplikovány pouze p ibližné integra ní postupy. V takových p ípadech se jedná bu o výpo et pomocí specielních nomogram , nebo specieln p ipravených program pro po íta . V p ípad ešení obrácené gravimetrické úlohy se snažíme analýzou známé anomálie nalézt zejména tvar a polohu t lesa, které by jí mohlo vyvolávat. P i tomto postupu ale do interpreta ního procesu zavádíme ur ité p edpoklady o - 140 (218) -

GEODYNAMIKA

jeho geometrickém tvaru, i o hustot , které nemusí odpovídat skute nosti, proež ani výsledné ešení nemusí být vždy jednozna né. Odpov 14: Magnetické pole Zem je charakterizováno vektorem magnetické indukce B. Intenzitu zemského magnetického pole (dále jen ZMP), v jednotlivých bodech zemského povrchu, reprezentuje totální vektor T, který má vždy ur itou amplitudu a orientaci. V pravoúhlém sou adnicovém systému (kdy rovina xy je te ná k zemskému povrchu a osa z je k n mu kolmá), jej lze rozložit na díl í složku H rovnob žnou s povrchem a složku Z, která je kolmá na zemský povrch. Vertikální rovina, ve které leží vektor T a jeho složky H i Z, je považována za rovinu magnetického poledníku a uhel, který svírá tato rovina s rovinou geografického poledníku - obr.13, se nazývá magnetická deklinace (D). Podle toho na kterou stranu se magnetický poledník odchyluje od geografického poledníku, bývá ozna ována jako západní, nebo východní. Uhel, který svírá vektor T s rovinou xy (která je te ná k zemskému povrchu) se nazývá inklinací (I).

15: M rný odpor hornin je ovlivn n mnoha faktory, p edevším: miOdpov neralogickým složením horniny, porózitou, stupn m nasycení horniny vodou, mineralizací kapaliny, která zapl uje póry, strukturou a texturou horniny, stejn jako tlakem a teplotou. V aplikované geofyzice se m rný odpor hornin ur uje jako odpor, který elektrickému proudu klade krychle o hran 1m a to ve sm ru kolmém na st nu krychle. P i jeho ur ení se vychází ze známého zákona, který definuje vztah mezi odporem vodi e R, jeho délkou l a p í ným ezem S (jako nap . p i ur ování odporu drát ného vodi e)

16: Princip metody spo ívá v tom, že p i zv tšování vzájemné vzdáOdpov lenosti mezi proudovými elektrodami (A, B) dochází ke zv tšování hloubkového dosahu metody. P i vertikálním odporovém sondování se p i každém m ení na - 141 (218) -


linii profilu m ní pouze vzdálenost mezi proudovými elektrodami (A, B). St ed uspo ádání, který je zárove i bodem zápisu, z stává na stejném míst . Všechny elektrody jsou rozloženy symetricky vzhledem ke st edu roztažení, tj. k bodu zápisu. Výsledkem m ení je sondážní k ivka vertikálního elektrického sondování (VES), která se získává tak, že se hodnoty zdánlivých m rných odpor ρz, vypoítávané ze vztahu

ρz = k.

∆V = I

AM AN MN

V (Ωm) , I

v závislosti na roztažení ri , kdy ri = ABi /2. Odpov

17: Gravita ní sesuv – smyková linie, odtrhový zlom

Odpov 18: Na lov ka p sobí tyto druhy p írodní radioaktivity: - kosmické zá ení, - vdechnutý radioaktivní plyn radon, - draslík jako sou ást prvk v organizmu, – zá ení ze zem , - radon uvoln ný z hornin) 19: Hodochrona seismických vln je asová závislost p íchodu seisOdpov mické vlny k bodu registrace. Vzhledem k tomu, že p itom známe i sou adnice x t chto bod (tj. jejich polohu vzhledem k bodu buzení seismické vlny), m žeme konstruovat graf této závislosti – hodochronu. Známe-li hodochrony seismických vln, m žeme ur it tvar a pr b h rozhraní dvou rozdílných geologických strukturních prvk , na kterých registrované vlny vznikají. Aby bylo ale možné tento úkol co nejv rohodn ji vy ešit, je nutné znát také, jakými rychlostmi se jednotlivé seismické vlny v analyzovaném prost edí ší í. Odpov 20: Seismicity - resp. seismická aktivity Zem , zahrnuje tento odborný termín p edevším problematiku spojenou s: •

geografickým rozložením zem t esení na zemském povrchu

•

jejich vztahem ke stavb zemského povrchu; - 142 (218) -

GEODYNAMIKA

•

geografickým rozložením zem t esení na zemském povrchu, i s ohledem na jejich magnit du (intenzitu).

Seismické riziko - je dle “Evropské asociace pro seismické inženýrství “ definováno jako “o ekávaná velikost ztrát a škod za dobu výskytu seismické události, jak na životech, majetku, ekonomické i jiné innosti“+ Seismický hazard - je definován, jako “pravd podobnost vzniku zem t esení o ur ité magnitud (intenzit ) na n které lokalit , tj. nap . v míst ur ité výstavby, resp. na území n kterého státního území“.

3

GEODYNAMIKA

3.1

Úvod

Zem je nepatrný objekt ve vesmíru, tvo eném miliony galaxií, z nichž naše galaxie – Mlé ná dráha – se skládá odhadem ze 100 bilion hv zd, jednou z nichž je i naše Slunce. Slunce tvo í energetický st ed planet, mezi které se adí i naše Zem . Jak zanedbatelné jsou rozm ry naší Zem v i vesmíru, tak nepatrné jsou i naše poznatky všech zákonitostí, které jej ovládají. Jsme však obyvateli planety Zem , která umož uje náš život. Proto musíme se snažit tyto zákonitosti poznat, abychom mohli využívat zemských zdroj v náš prosp ch,

- 143 (218) -


aniž bychom p írodu narušili natolik, že by p estala být pro nás pohostinným domovem. Geodynamika je sou ástí n kolika v dných disciplín zabývajících se výzkumem Zem . Výzkumem Zem (obr. 3.1) a jejím vývojem se zabývá geologie, fyzika, biologie a chemie Obr. 3.2). Vzájemnou vazbu mezi nimi zprost edkovává geofyzika, geodézie, geochemie, paleontologie a sedimentologie, strukturní geologie a další v dní disciplíny.

Obr. 3.1: V dy o Zemi (podle B.F. Howell, 1959, upraveno) Výsledkem spolupráce ve výzkumu vývoje Zem a dynamických proces odehrávajících se uvnit i na povrchu Zem bylo formulovaní Wegenerem (1915), poznatk a model o kontinentálním driftu, rozpínání mo ského dna (sea floor-spreading) a deskové tektonice (plate tectonics), která dnes dominují v názorech na vývoj a složení Zem . Kontinentální drift byl sice dokazován geologickými a paleontologickými metodami již na za átku tohoto století (viz hlavn Wegener, 1915), p esto však m l tolik mezer, že tato teorie nemohla být p ijata. Teprve nové poznatky mo ské geofyziky a paleomagnetizmu umožnily nejen nov formulovat kontinentální drift, ale daly též vznik mo ské geologii v novém slova smyslu a sou asn i teorii o deskové tektonice. Tyto syntetické práce se p irozen neomezily jen na geofyziku a geologii. V dalších stadiích se na ní za aly podílet i ostatní v dy o Zemi, v etn geodézie. Význam nových objev a zavedení kosmických technologií znamená nevídanou revoluci v geologii a poznání resp. zp esn ní stavby a vývoje Zem (obr. 3.2). Starší geologické teorie byly p ehodnoceny. Nové koncepce nadhazují spoustu dalších problém , nutí shromaž ovat d íve nebývalé množství materiálu, studovat všechny fyzikální, chemické i další vlastnosti Zem nejen na jejím povrchu, nýbrž i v jejích hlubinách i naopak z kosmu. Rozsah nedovoluje zabývat se všemi problémy geodynamiky. Proto jsou v literatu e doporu ené práce, které umožní každému se seznámit s nejnov jšími názory na stavbu a vývoj Zem a procesy, které se uvnit odehrávají.

- 144 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.2: Tvar zemského t lesa zjišt ný z p esného družicového m ení (a); vpravo p edstavy o jeho stavb a vnit ním složení.

3.2

FYZIKÁLNÍ CHARAKTERISTIKA ZEM

Fyzikální vlastnosti zemského t lesa, jako celku, m žeme m it. Známe dostate n p esn rozm r, tvar i hmotu Zem . Bylo prom eno zemské tíhové i magnetické pole a geotermický tok a další parametry. Avšak o zemském nitru získáváme informace jen nep ímo pomocí zem t esných vln, které proza ují Zemi jako rentgenové paprsky. Ur ovat rozm ry a tvar zemského t lesa je úloha geodetická. Proto se jí zde dotkneme jen okrajov . Jako skute ný tvar Zem pokládáme geoid. Je to plocha o konstantním tíhovém potenciálu, kterou lze ztotožnit s klidnou hladinou mo í. Pro praktické použití je to však plocha p íliš složitá a proto se nahrazuje plochou jednodušší. M jme libovolnou hmotu (nap . Zemi), která rotuje kolem osy procházející jejím t žišt m. Její tíhový potenciál rozve me v adu a prove me adu zjednodušení. Pro ekvipotenciální plochu, mající na rovníku velikost zemské poloosy, m žeme dokázat, že má tvar trojosého elipsoidu nebo mén p esn rota ního elipsoidu (nej ast ji používaný model), i p ibližn koule. Odvození lze nalézt ve v tšin u ebnic gravimetrie. Tvar geoidu ur ujeme pomocí vrstevnic, ukazujících, o kolik je geoid p evýšen nad elipsoidem.

Povrchové tvary Zem - velmi úzce souvisejí s geologickou stavbou.Uvedeme zde jen údaje nejd ležit jší, které mají vztah k níže probírané látce. Více než 70 % zemského povrchu pokrývají oceány. Polovinu této plochy pokrývá oceán Tichý, který je v tší než všechny kontinenty dohromady. Kontinenty jsou z 65 % rozloženy na severní polokouli. Dále je zajímavé, že proti 95 % zemského povrchu leží na opa né stran Zem mo e. Typickým p íkladem je Antarktida, proti níž leží Arktický oceán.

Kontinenty - jsou áste n pokryty vodou (Obr. 3.3). Zatopený kontinentální šelf o pr m rném sklonu 0°07´, s hloubkou 20 až 550 m, pr m rn 133 m

- 145 (218) -


(vzdálenost od b ehu je pr m rn 78 km, max. 1500 km) a kontinentální stupe o pr m rném sklonu 50 pat í ješt ke kontinentu; tvo í 10,9 % plochy Zem i ¼ plochy, která strukturn pat í ke kontinent m. Je to sou asn perspektivní zásobárna surovin pro lidstvo v blízké budoucnosti. Kdyby náhle roztálo 25.106 km3 ledu tvo ícího ledovce, pak by hladina vody v oceánech stoupla o 50 – 70 m a všechny p ístavy by byly zatopeny, šelfová mo e by narostla. Na kontinentech budeme sledovat tyto hlavní strukturní jednotky: 1. prekambrické štíty, 2. platformy, 3. pásemná poho í prostírající se podél orogenetických pásem ve zvrásn lých horninách.

Obr. 3.3a: Topografie zemského povrchu: ervené – šelfové oblasti, žlutá na kontaktu s ervenou - kontinentální stupn , zelená – platformy a prekambrické štíty, béžovo/hn dé pásma – orogenní pásma, mod e hlubokomo ské pánve, sv tlozelená až žlutá–st edo-oceánické h bety.

- 146 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.3b: Podobná mapa topografického reliéfu zemského povrchu, která lépe zvýraz uje morfologii oceánického dna a orogenní pásma (USGS). Mladá poho í se adí do dvou orogenetických pruh , ležících p ibližn na velké kružnici (kružnice mající st ed v t žišti Zem ): 1. Cirkumpacifický pruh, který b ží p es Filipíny, Japonsko, Aljašku, Skalisté hory, Andy a Antarktidu, 2. St edomo sko-Asijský pruh, sledující Alpy, Himaláje, Indonésii, Novou Guineou a Nový Zéland.

Kontinentální okraj - je oblast mezi kontinentem a oceánickým bazénem (obr. 4). Obvykle rozlišujeme t i typy kontinentálního okraje. Atlantský typ obsahuje kontinentální šelf, kontinentální svah a kontinentální úpatí (sedimenty z pevniny uložené na hlubokomo ském dn , v pokra ování kontinentálního svahu, vytvá ejí mírn uklon nou plochu ozna ovanou jako kontinentální úpatí). Andský typ má úzký kontinentální šelf a oceánický p íkop p ímo pod oceánickým svahem. Typ ostrovního oblouku poz stává z vulkanického ostrovního oblouku s oceánickým p íkopem (Obr. 3.5), který je od pevniny odd len malým oceánickým bazénem. N které ostrovní oblouky, které jsou hodn vzdálené od pevniny (až 2000 km) nem žeme však považovat za sou ást kontinentálního okraje.

Obr. 3.4: Kontinentální okraj m že být bu aktivní – v místech subdukce, nebo pasivní, zpravidla rozsáhlejším kontinentálním svahem (šelfem). - 147 (218) -


Oceány - byly do nedávna tém neprobádány. P ekvapivá zjišt ní však poskytlo již morfologické mapování mo ského dna. Bylo zjišt no, že hlubokomo ské bazény mají hloubky kolem 6 km; v tších hloubek dosahují pouze p íkopy s 9 km, vyjíme n až 11 km hloubky. Obdobou kontinentálních pohoí jsou v prostoru oceán jeho h bety (27 % oceán ), které dosahují p evýšení až kolem 3 km, probíhají p es všechny oceány, tvo íc souvislý horský h bet v celkové délce p es 40 000 km, což nemá na kontinentech obdoby. St edem oceánického h betu se asto táhne prohlube , rift. Rifty pokra ují na n kterých místech i na kontinenty (nap . východoafrický rift). Zvýšená místa (oproti hlubokomo ským pánvím) jsou i kontinentální úpatí (pat í k oceán m) a pokrývají 5 % jeho plochy. Oceánické h bety a kontinentální úpatí zaujímají 23 % zemského povrchu, což je mnohem více, než p ipadá na všechny zvrásn né orogenetické h bety na kontinentech. Samostatnou provincii tvo í zmín né p íkopy spolu s p ilehlými ostrovními oblouky; sem nepo ítáme jejich kontinentální obdoby nebo pokra ování ostrovních oblouk , jako je nap . Japonsko (Obr. 3.5). Zvláštní postavení kone n mají z hlubokomo ského dna nící samostatné vulkány a vulkanické h bety, tvo ené p ekrývajícími se vulkány.

Obr. 3.5: a) Typický ostrovní oblouk p edstavuje Japonsko. Pacifická deska se subdukuje pod ostrovní oblouk což je doprovázeno silnou seismickou aktivitou (vlevo). b) P ehled základních deskových rozhraní, a globálních tektonických struktur. Vysv tlivky. Convergent plate boundary – konvergentní (kompresní) rozhraní;

Transform plate boundary – transformní (zlomové) rozhraní; Divergent plate boundary – di- 148 (218) -

GEODYNAMIKA vergentní (extenzní) rozhraní; Continental rift zone – kontinentalní rift (propadlina); Island arc – ostrovní oblouk; trench – p íkop; shield volcano – štítový vulkán; Hot spot – horká centra v astenosfé e; stratovolcano – stratovulkán; shelf – kontinentální svah.

Obr. 3.6: P ehled vulkanické aktivity na zemském povrchu (ozna ené erven )

Rozložení vulkán na Zemi má v hlavních rysech jednoduchou zákonitost. Z 800 vulkán (obr. 3.6), které jsou nebo v historické minulosti byly aktivní, leží 75 % podél cirkumpacifického pruhu i tzv. ohnivého prstence. Pat í do n j mladá poho í záp. Ameriky a vulkanické ostrovní oblouky lemující sev. a záp. Stranu Pacifiku. Druhým pásem je st edomo sko-asijský pruh; zde je vulkanická innost mnohem idší, s výjimkou Indonésie s St edomo í. O oceánických vulkanických pásech jsme se zmínili výše. Je t eba upozornit, že vulkanická innost je též vázána na riftové systémy (v oceánech i na kontinentu). Bylo dokázáno, že 93 % všech aktivních vulkán leží podél kružnic, které by vy aly 3 vzájemn kolmé roviny procházející st edem Zem . Rozložení zem t esné aktivity je trojího druhu (obr. 3.7): 1. M lká zem t esení s ohnisky do hloubky 70 km, 2. st edn hluboká s ohnisky mezi 70 – 300 km, 3. hluboká zem t esení s ohnisky mezi 300 – 700 km hluboko. V cirkumpacifickém pásu leží 80 % všech m lkých, 90 % st edních a tém všechna hluboká zem t esení. Zbývající zem t esení se vyskytují ve st edomo sko-asijském pruhu a ve sv tovém riftovém systému.

3.3

SEISMOLOGIE A ZEMSKÉ NITRO

Seismologie studuje zem t esení. Zem t esné vlny procházejí Zemí a p inášejí nám na povrch informace o fyzikálních vlastnostech jejího nitra, kterým pak p i azujeme geologický význam. Nevýhodou zem t esení je, že ne-

- 149 (218) -


známe ani okamžik ani místo jejich vzniku. Tuto nevýhodu nemají podzemní nukleární výbuchy. Protože rychlost seismických vln závisí krom dvou elastických parametr na hustot , prove me nejd íve základní úvahy o rozložení hustot v Zemi. Pod líme-li hmotu M Zem jejím objemem, dostaneme její pr m rnou hustotu 5,5 gcm-3. Z povrchových m ení hustot však víme, že hustota svrchní ásti zemské k ry je 2,67 gcm-3. Zem je tedy hustotn nehomogenní s hustotami ve svém nitru vyššími než 5,5 gcm-3. Další informaci o rozložení hmot uvnit Zem poskytuje moment setrva nosti. Pro homogenní kouli o hmot m a polom ru r , rotující kolem osy, je moment setrva nosti 0,4 MR2. Pomocí družic však bylo zjišt no, že moment setrva nosti Zem je 0,331 MR2 (kde M je hmota a R polom r Zem ), z ehož plyne,že hmota Zem je koncentrována více kolem jejího st edu, i že hustoty ve st edu Zem jsou vyšší než pr m rné. Seismické paprsky proto musí procházet Zemí po k ivých drahách, odrážet se od r zných seismických rozhraní.

Obr. 3.7: Zem t esná aktivita rozlišena podle hloubky ohnisek (zpracované USGS).

Obr. 3.8: Pr chod P a S seismických vln zemským t lesem. Symbol c zna í odraženou P vlnu, I a K symboly popisují lomené P vlny na rozhraních jádra a vn jšího jádra.

- 150 (218) -

GEODYNAMIKA

Energie uvoln ná p i zem t esení nebo nukleárním výbuchu se p em ní na r zné seismické vlny. Objemové podélné vlny P mají dvojnásobnou rychlost jako objemové vlny p í né i S. Na Zemi se významn uplat ují též povrchové vlny L, které jsou op t dvojího druhu. Rayleighovy povrchové vlny jsou jakousi obdobou podélných vln, kdežto Loveovy odpovídají p í ným vlnám. Energie vln o velké délce proniká do v tší hloubky a rychleji než vln o malé délce. Pr b h seismických paprsk Zemí je patrný na schématu (obr. 3.8), ukazujícím též Bullen v model Zem , majícím t i hlavní ásti: svrchní pláš , pláš a jádro; každá ást má své další podrozd lení. Dnes se více využívá d lení plášt na litosféru a astenosféru. Vrchní ást litosféry tvo í zemská k ra. Seismické paprsky, vycházející z ohniska, se do hloubky zak ivují. Paprsky S jsou zak iven jší než P. Paprsky S, kon í - neprochází jádrem, resp. se od n j pouze odrážejí. Jádro se totiž chová jako kapalina, což se projevuje tím, že nepropouští S vlny. Nejvýrazn jším rozhraním je vn jší omezení jádra. Zemské jádro bylo objeveno Guttenbergem pomocí pozorování „seismického stínu“. Kdyby nap . epicentrum zem t esení leželo na západ , pak by P vlny mohly být registrovány na celé zem kouli s výjimkou pásu na jižní polokouli mezi již. zem.ší kou 1030 až 1420, kde vlny P jsou velmi slabé (obr. 3.8). Je to zp sobeno tím, že P paprsek, který te n projde kolem jádra, dopadne za 1420, kdežto s ním bezprost edn sousední paprsek se již zlomí do jádra a vyjde na povrch ve stínové zón .

Obr. 3.9: Rychlosti seismických vln v zemském t lese podle Bullenova modelu. Studiem as p íchodu seismických vln, zejména nukleárních výbuch , v r zných vzdálenostech od epicentra mohly být konstruovány hodochrony a z jejich sklon zjišt ny závislosti rychlostí seismických vln na hloubce. V místech, kde se rychlosti m ní skokem, leží hranice Bullenova modelu Zem (obr. 3.9).

- 151 (218) -


Bullen v model Zem byl využit též pro výpo et dalších fyzikálních parametr . S pom rn vysokou p esností m že být stanoven tlak. Pro rozložení hustot s hloubkou je však nutno po ítat s ur itými mezemi, v nichž se m že hustota pohybovat. Nejobtížn jší je ur ení pr b hu teplot s hloubkou; kdyby platil pr m rný teplotní gradient zjišt ný v hlubokých dolech (tj. asi 200 C/km), pak by ve st edu Zem byla teplota p es 100 0000 C; ve skute nosti bude tato teplota pouze 2 000 až 6 5000 C. Z hlediska strukturálního vývoje Zem má nejv tší význam litosféra (tj. zemská k ra a svrchní pláš ). Rozhranní mezi nimi tvo í Mohorovi icova diskontinuita i krátce MOHO, na níž se rychlost seismických vln skokem zv tšuje. Rychlost P vln t sn pod MOHO, ozna me ji Pn , byla až do r. 1960 obvykle považována za tém konstantní a rovnou 8,1 km/s. Pozd jší výsledky však ukázali, že m že nabývat hodnot od 7,7 do 8,4 km/s (obr. 3.10). Nízké hodnoty Pn jsou zvlášt pod ostrovními oblouky a st edooceánickými h bety; vyšší naopak pod hlubokomo skými bazény.

Zemská k ra - má mocnost a složení velmi rozdílné. Pod kontinenty se skládá z vrstvy granitické a bazaltové; rozhraní mezi nimi tvo í Conradova diskontinuita, jejíž význam a prokazování je nejednozna né. Pr m rná mocnost k ry je 35 km. Pod oceány je pouze vrstva bazaltová a pr m rná mocnost k ry je jen 5 km. MOHO je hranicí, na níž se m ní chemické složení hornin nebo jejich fázový stav, jejich hustota a rychlost seismických vln. Jak jsme již uvedli, není svrchní pláš v horizontálním sm ru homogenní(sm ry rychlostí Pn). Avšak ješt významn jší zm ny jsou ve sm ru vertikálním, kde existuje nízkorychlostní vrstva. Podle n kterých autor jsou do hloubky 700 km dokonce 4 nízkorychlostní vrstvy.)

Obr. 3.10: Pr b h seismických rozhraní v oblasti Vrancea (Rumunsko), zjišt ných z seizmických m ení.

- 152 (218) -

GEODYNAMIKA

Nízkorychlostní vrstva byla zjišt na B. Gutenbergem v hloubce 100 – 200 km již r. 1926, avšak odborná ve ejnost ji pln vzala v úvahu až o 30 let pozd ji. P isp ly k tomu hlavn podzemní nukleární výbuchy a pozd ji magnetotelurické m ení, která v t chto hloubkách navíc zjiš ovala vrstvu s vyšší vodivostí. Na základ nových výzkum lze nízkorychlostní vrstvu (obr. 3.11) charakterizovat takto: 1. Leží v hloubce 60 – 250 km a její hranice není ostrá. 2. Probíhá kolem celé Zem . 3. Seismické vlny jsou pod oceány více zpomalovány než pod kontinenty. Nízkorychlostní vrstva leží totiž pod oceány blíže k zemskému povrchu než pod kontinenty. Další d kaz, že rozdíly mezi oblastí oceánickou a kontinentální se neomezují pouze na zemskou k ru do MOHO. 4. Vlny S kratších vlnových délek jsou pohlcovány. To znamená, že horniny v nízkorychlostní vrstv jsou ve stavu tém plastickém, což z ejm sv d í o tom, že mají teploty blízké bodu tání.

Obr. 3.11: Na profilu hlubinné seismické sondáže (HSS - ekunov, 1989) byla zjišt na strm upadající nízkorychlostní zóna v oblasti Vrance, kde se p edpokládá p ítomnost poná ející se zbytkové litosféry. Z obrázku je patrná i korelace s vysokovodivostním rozhraním (MT), které vymezuje rozhraní litosféra – astenosféra. - 153 (218) -


5. Sopky jsou v tšinou v místech, kde jsou zem t esení. Zem t esení, která souvisejí s vulkanismem, jsou z hloubek v tšinou 60 – 200 km. To znamená, že vulkanická innost je ve spojení s poruchami v nízkorychlostní vrstv , která je z ejm zdrojem primárního bazaltického magmatu. 6. V tšina zem t esení leží však do hloubky 60 km, nebo ve v tších hloubkách je materiál již více plastický, takže anomální nap tí se Mohou z velké ásti vyrovnávat „te ením“ materiálu. Srovnáme-li diskontinuitu MOHO s nízkorychlostní vrstvou, vidíme, že pro tektonický vývoj Zem je nízkorychlostní vrstva podstatn d ležit jší. Zemskou k ru a ást svrchního plášt až po nízkorychlostní vrstvu souborn nazývané litosféra (lithos- ecky kámen), tvo í rigidní horniny. Pod litosférou leží astenosféra (asthenos- ecky m kký); je charakterizována plastickými horninami; pat í do ní celá nízkorychlostní vrstva; dolní omezení je podle r zných autor velmi rozdílné Nízkorychlostní vrstva má zásadní význam pro výklad izostáze, tektoniky, horotvorných pochod , kontinent. drift , tektoniky litosférických blok (plate tectonics) atd..

3.4

FYZIKÁLNÍ VLASTNOSTI ZEM

Pomocí studia seismických vln jsme získali p edstavu o jejich rychlostech uvnit zemského t lesa. S rychlostmi jsou v úzkém vztahu také další fyzikální parametry, hustota, elastické vlastnosti, tlak a lze je dosti p esn stanovit. Naproti tomu, rozložení teploty jednozna n ur it nelze. Z dalších vlastností si všimneme viskozity a elektrické vodivosti.

Rozložení hustot uvnit Zem lze vypo ítat, když p ijmeme za platný p edpoklad, že Zem se skládá z koncentrických, homogenních vrstev bez náhlých zm n ve fyzikálních vlastnostech. Ozna me m hmotu uvnit koule o polom ru r , f gravita ní konstantu, Vp a Vs rychlosti seismických vln P a S. Hustotní gradient udává Williamson-Adamsonova rovnice 4V 2 dρ fmρ = − 2 VP2 − s dr 3 r Vyjdeme-li nap . z hustoty pro svrchní pláš , m žeme vypo ítat p ír stek hustoty pro hloub ji ležící vrstvu. Tak získáme novou hustotu na nižší hladin . Postup opakujeme od jedné vrstvy ke druhé až po rychlostní diskontinuitu. Zde rovnice neplatí a je nutno zvolit novou vyšší hustotu pro hmoty p ímo pod diskontinuitou; výpo et pak pokra uje jako d íve. Velikost hustotní diskontinuity však nelze volit libovoln , protože rozložení hustot v Zemi musí být takové, aby byl zachován její moment setrva nosti a pr m rná hustota.

- 154 (218) -

GEODYNAMIKA

Popsaná metoda však není jedinou možnou. Byla vypracována celá ada dalších , v etn statistické metody Monte Carlo Výsledky se od sebe sice pon kud liší, p esto však máme reálnou p edstavu o rozmezí, v kterém se hustoty musí pohybovat (obr. 3.12). V posledním desetiletí p ispívají k ur ení p esných hodnot hustot i hluboké vrty (nad 8km), kde pomocí odebraných vzork nebo vrtní gravimetrie se modelují hustotní podmínky. P íkladem m že být vrt KTB-1, realizovaný v N mecku v blízkosti eských hranic (obr. 3.13).

Obr. 3.12. Rozložení hustot, tlaku, rigidity a nestla itelnosti uvnit Zem (podle R.Válka, 1974).

Obr. 3.13: Výsledky analýzy hustotních pom r v okolí vrtu KTB-1 (Vlevo – grafy a interpretace vrtní gravimetrie; vpravo – interpreta ní profil podél jednoho ze seismických profil .

Elastické vlastnosti k, u, tlak p a gravita ní zrychlení g (obr. 3.14) lze odvodit z rychlostí seismických vln a hustotního rozložení uvnit Zem .

- 155 (218) -


m , kde k je r2 nestla itelnost, µ - rigidita, g – gravita ní zrychlení ve vzdálenosti r od st edu Zem , m – hmota obsažená v kouli o polom ru r. Tlak p s rostoucí vahou nadložních hornin stabiln roste. Platí totiž vztahy

V p2 ρ = K + 4 µ / 3,

Vs2 ρ = µ ,

g= f

Obr. 3.14: Gravitace g, tlak p a teplota T uvnit Zem (podle Howell 1969)

Rozložení rychlostí seismických vln, hustot, elastických vlastností, tlaku a teploty musí být vzato v úvahu,má-li být vytvo ena nová hypotéza týkající se zemského plášt a jádra. Mapa na obrázku 15 ukazuje jak je v sou asností orientované nap tí v prostoru Karpat v i nedávnému období ve vrchním panonu (p ed 9-6 mil. rok ).

Obr. 3.15: Rozložení recentního nap ového pole v oblasti Karpat (Nem ok et al., 2006) dopln né o rozložení tlak ve vrchním panonu (9-6mil rok ).

- 156 (218) -

GEODYNAMIKA

Teploty v Zemi - lze ur ovat jen velmi obtížn . Sou asný tepelný stav Zem vyplývá totiž z její teplotní historie, o níž byla vyslovena ada hypotéz, které vycházejí z ur itých p edpoklad o vzniku a rané historii Zem , chemickém složení a fyzikálních vlastnostech hmoty, z níž se skládá Zem . Odvozované teploty jsou proto rovn ž poplatné uvedeným p edpoklad m místním podmínkám. Rozložení teplot v Zemi v sou asné dob závisí na teplot p i jejím vzniku, na množství tepla generovaného jako funkce asu a hloubky a kone n na tepelném toku ze Zem . Zdá se, že ochlazování zemského povrchu nemohlo se projevit do hloubek podstatn v tších než 100 km. P vodní teplotu Zem neznáme. Nej ast ji je však p ijímána hypotéza, že Zem vznikla spojením n kolika t les. Jako zdroje vnit ního tepla se p edpokládají: Gravita ní energie, která se p em nila v teplo p i formování zemského jádra. B hem tvo ení Zem zhutn ním materiálu se rovn ž p em ovala gravita ní energie na teplo, probíhalo to však spíše p i povrchu a proto toto teplo bylo vyzá eno do prostoru. Energie vzniklá t ením p i zemských slapech nebo subdukci se m ní v energii tepelnou a to pravd podobn v oslabených zónách, jako je nap . nízkorychlostní vrstva, subduk ní zóny. Tepelná energie vzniklá p i rozpadu radioaktivních prvk .. Je to patrn hlavní zdroj, udržující vn jší tepelný stav Zem a sou asný tepelný tok. Vztah mezi hloubkou a teplotou v Zemi vyjad uje geoterma. Její pr b h byl mnohokrát odvozen r znými autory používajícími rozdílné p edpoklady, ímž pochopiteln byly získány pon kud rozdílné výsledky. asto používané geotermy uvádíme na obr. 3.16 (do hloubky 100 km) a na obr. 3.14 (pro celou Zemi).

Obr. 3.16: Pr b h teplot pod kontinentálními štíty a oceány. Pod orogenními oblastmi mohou být teploty vyšší.

- 157 (218) -


Pro zemskou k ru na území eské republiky odvodil pr b h geoterm V. ermák z Geofyzikálního ústavu SAV. Došel k záv ru, že pod eským masívem roste teplota s hloubkou mnohem pomaleji než v prostoru Karpat.

Tepelný tok Tepelný tok z vnitra Zem se uskute uje a) vedením, b) sáláním, c) konvekcí. V silikátových horninách se teplo vedením p enáší velmi pomalu, zato však p evládá ve vn jších vrstvách Zem . P i vyšších teplotách, hloubka asi 150 km a více, je teplo p enášeno hlavn sáláním. Dojde-li v plášti ke konvek nímu proud ní, pak je velmi ú inn p emís ováno teplo z hloubky k povrchu. Teplo se dostává k povrchu také p ímo s vystupujícími magmaty a hydrotermálními roztoky; z celozemského hlediska je to však jev zanedbatelný. Zemským povrchem uniká do vesmíru 2,4.1020 cal/rok. Tato energie je o n kolik ád v tší, než mají na Zemi za stejnou dobu zem t esení a vulkanická innost. Jak vid t, je nutno považovat tepelný tok za nejd ležit jší geofyzikální proces. Bohužel však naše znalosti tepelného toku jsou stále nedostate né, i když se zp es ují a dopl ují údaje každým rokem o tisícku hodnot. Nap . v r. 1968 byl tepelný tok znám pouze v 2 600 bodech; kolem 90 % m ení se d lá na mo ích. P í inou malého po tu m ení je jejich pracnost a vysoké náklady. Ukázkou m že být mapa tepelného toku ve st ední Evrop (Obr. 3.17).

Technika m ení tepelného toku Základním úkolem geotermiky je m it tzv. zemský tepelný tok, to je tok tepelné energie z nitra Zem jednotkovou plochou na zemském povrchu za jednotku asu. Intenzita tepelného toku se na povrchu Zem místo od místa m ní, stejn jako se v geologické historii m nila v ase.

Obr. 3.17: Mapa tepelného toku v oblasti st ední Evropy , upraveno podle Dövényi, 2002 (upraveno). Pro ur ení tepelného toku Q platí Q = k grad T, kde k je koeficient tepelné - 158 (218) -

GEODYNAMIKA

vodivosti a grad T je teplotní p ír stek, který lze ve v tšin p ípad nahradit vertikálním p ír stkem teploty, tj. dT/dz. Stanovení tepelného toku v praxi vyžaduje zm ení teploty v ur itém hloubkovém intervalu (nejlépe ve vrtu) a ureni koeficientu tepelné vodivosti z téhož intervalu, a již m ením in situ nebo odebráním vzork charakteristických hornin a jejich prom ením v laborato i. Pozorované hodnoty tepelného toku na zemském povrchu leží v pom rn úzkém intervalu (30 -120) mW.m-2, st ední hodnota iní 70 mW.m-2. V lokálním m ítku existují místa, kde výnos tepla dosáhne hodnot až n kolik tisíc mW.m-2; tato místa p edstavují možné oblasti t žby tzv. geotermální energie. S rostoucím po tem údaj o tepelném toku bylo zjišt no, že existuje vztah mezi hodnotou tepelného toku a tektonikou. Údaje z kontinent je možno rozd lit dle tektonického stá í a popsat vztah charakterizující pokles pr m rné geotermické aktivity s rostoucím stá ím, 90mW.m-2 v t etihorních zvrásn ných jednotkách proti 38mW.m-2 v prahorních štítech.

Obr. 3.18. Vztah mezí tepelným tokem a tektonickým stá ím na kontinentech a v oceánech. Body ozna ují údaje zjišt né v eskoslovensku (podle V. ermáka, 1983): N - neogenní pánve na j. a jv. Slovensku, Pg-K - karpatská elní p edhlube , K - eská k ída, P-C - permokarbonské pánve eského masívu, Pz-pE - nejstarší ást eského masívu. Vztah tepelný tok- tektonické stá í je schematicky znázorn n na obrázku 18 pro kontinenty i pro oceány, kde byl popsán podobný vztah Parsonsem a Sclaterem. Je z ejmé, že vztah pro oceány pokrývá menši asový úsek (0 - 120) . 106 let, který odpovídá maximálnímu stá í sou asných mo í, zatímco vztah pro kontinenty je možno sledovat až do cca 3. 109 let. V obou p ípadech staré ásti zemské k ry vykazují nízký tepelný tok (40 - 45) mW.m-2; rozdílný charakter je typický pro relativn nedávnou geologickou minulost, kdy tepelný tok v nov vytvá ené oceánské k e je vyšší než tepelný rok v mladé kontinentální k e. Vztah mezi tepelným tokem (Q) a stá ím (t) pro oceány lze dob e aproximovat vztahem: Q = at -1/2, který vyjad uje chladnutí vrstvy z po áte ní vysoké teploty. Takový model je v souladu s p edpoklady globální deskové tektoniky o

- 159 (218) -


vytvá ení nové oceánské desky magmatickou inností podél aktivních st edooceánských poho í a jejím postupném "odtla ování" do stran a chladnutí. Parsons a Sclater udávají jako nejlepší odhad 1350°C pro po áte ní teplotu a 125 km pro tlouš ku takové chladnoucí vrstvy. Na kontinentech je pokles geotermické aktivity s rostoucím stá ím složit jší (obr. 3.19) a podle Vitorella a Pollacka se uplat ují nejmén dva r zné mechanismy. Prvý odpovídá erozí nejsvrchn jší vrstvy hornin zemské k ry obohacené radioaktivními prvky (viz dále), kdy p ísp vkem tepelného toku je radiogenní teplo uvoln né p i radioaktivním rozpadu, jehož p ísp vek se zmenšuje s tím, jak je tato vrstva erodována. Druhý mechanismus charakterizuje chladnutí "tektonotermáln mobilizované" litosféry, tedy podobný mechanismus jako v p ípad oceánické desky; tento p ísp vek ur uje vlastní "tepelné stá í" zemské k ry. K t mto dv ma složkám se p i ítá složka t etí, asov í prostorov konstantní, tepelný tok hlubinného p vodu ozna ovaný jako „pozadí" i litosferický tepelný tok. V nejmladších t etihorních jednotkách iní radiogenní p ísp vek 36 mW.m-2, chladnutí litosféry 27 mW.m-2 a hlubinný p ísp vek 27 mW.m2 , tedy celkem 90 mW.m-2, tj. hodnota pro tyto oblastí charakteristická. Hlubinný tepelný tok (27 mW.m-2) sestává podle Vitorella a Pollacka z 15 mW.m-2, které jsou produkovány p i radioaktivním rozpadu v hlubokých "koenech" kontinent ; zbývajících 12 mW.m-2 pochází ze spodního plášt i snad až z jádra a má p vod v procesech, které se podílely na vytvá eni Zem jako planetárního t lesa.

Obr. 3.19 Vztah mezí tepelným tokem a tektonickým stá ím na kontinentech a jednotlivé složky tepelného toku. Body odpovídají pr m rným hodnotám tepelného toku pro jednotlivé geologické epochy (podle V. ermáka, 1983): C kaenozoikum, M - mezozoikum, LPz - svrchní paleozoikum, EPz - spodní paleozoikum, LPr - svrchní proterozoikum, EPr - spodní proterozoikum, A - archaikum. Složky tepelného toku: I - radiogenní teplo uvoln né v zemské k e, II - tepelný tok v d sledku teplotního porušení litosféry p i tektonickém vývoji, III - hlubinný tepelný výnos z astenosféry. Brzy po objeveni p irozeného radioaktivního rozpadu koncem minulého století a zjišt ní p ítomnosti radioaktivních prvk v horninách zemské k ry bylo z ejmé, že teplo uvoln né p í radioaktivním rozpadu musí významn p ispívat k tepelnému toku. Je známo n kolik desítek p irozených radioaktivních nukli-

- 160 (218) -

GEODYNAMIKA

d , jako zdroj tepla v Zemi se nicmén uplat ují pouze ty i: 232Th, 238U, 40K a 235 U s polo asy rozpadu 14,0, 4,47, 1,25 a 0,70. 109 let. Koncentrace ostatních jsou bu p íliš malé i jejích polo asy rozpadu p íliš krátké i p íliš dlouhé, než aby se významn uplatnily v celém zemském t lese nebo v celé jeho geologické historii. N které další izotopy se však mohly uplatnit v rané historii Zem , krátce po jejím vzniku, nap . 26Al, 129I atd. Koncentrace uranu í thoria v horninách svrchní zemské k ry iní desetitisíciny procenta, koncentrace draslíku je vyjád ena procenty; v p írodní sm sí draslíku však jen 0,012% p ipadá na izotop 40K. Pr m rná celková produkce tepla tak iní n kolik miliontin wattu na krychlový metr horniny a klesá o (2 - 3) ády v horninách svrchního plášt . Významné výsledky o prostorovém rozd lení radioaktivních prvk v zemské k e p inesla p ímá korelace mezí tepelným tokem a tepelnou produkcí. Bylo prokázáno, že mezi tepelným tokem Q a tepelnou produkcí povrchových hornin A existuje limitní vztah Q= q0 + DA, kde q0 je tzv. redukovaný tepelný tok (tepelný tok, který byl pozorován p i nep ítomnosti radiogenních zdroj ve svrchní k e) a D je parametr, který charakterizuje vertikální rozložení tepelných zdroj .

Hloubkové teplotní pom ry Veli ina tepelného toku je nezbytná pro výpo et hlubinných teplot, je nutno ji však doplnit ur itým p edpokladem o hloubkovém pr b hu koeficientu tepelné vodivosti k(z) a rozd lení tepelných zdroj A(z). výpo et teploty je dán ešením vhodn upravené rovnice vedení tepla, kterou lze pro stanovení teplotního pole v litosfé e použít v jednorozm rném stacionárním tvaru

d dT k + A( z ) = 0 dz dz Relativn nízké teploty (350 - 500°C) existují na rozhraní k ra-pláš v hloubce (45 - 50km) pod starými p edkambrickými štíty (obr. 3.20), které na povrchu vykazují nízký tepelný tok (40 - 45) mW.m-2. Mírn zvýšené teploty (500 - 600) ° C byly vypo teny pro prahorní zvrásn né jednotky [Q (50 - 60) mW.m-2] s lokálními extrémy až 700 °C v místech pozd jšího tektonického oživení a oslabení k ry (30 - 35) km, kde rovn ž existuje mírn zvýšený tepelný tok [(60 - 70) mW.m-2]. Vysoké teploty p es 800 °C mohou existovat v geologicky mladých zvrásn ných jednotkách, které na povrchu vykazují tepelný tok (70 - 80) mW.m-2, a v hypertermálních bazénech [800 - 1000) °C], kde tlouš ka k ry iní jen (25 30) km a na povrchu existuje anomální tepelný tok (80 - 100) mW.m-2 .

- 161 (218) -


Obr. 3.20: Charakteristické teplotní profily pro jednotlivé tektonické provincie, upraveno podle (20). A- archaikum, Pr- proterozoikum, Epz- spodní paleozoikum, LPz- svrchní paleozoikum, M- mezozoikum a kenozoikum, R- recentní (hypertermální) oblasti; gr- k ivka tání granitoid , bs- k ivka tání bazalt . Oblast možných existujících teplot v zemské k e vyzna ena šrafou. Tepelný tok v R a SR byl až dosud ur en v tém 300 bodech r zných lokalit. Pr m rná hodnota tepelného toku iní 70 mW.m-2 . Vzhledem k p íslušnosti tektonické stavby R a SR ke dv ma zásadn odlišným tektonickým jednotkám, eskému masívu a Karpat, byla sledována geotermická stavba západní a východní ásti našeho státního území odd len . Pr m rný tepelný tok je v eském masívu 66 mW.m-2, na území západních Karpat 80 mW.m-2, v kontaktní zón karpatské elní p edhlubn 71 mW.m-2 . Byly vypo teny teplotní profily v zemské k e (obr. 21) a bylo prokázáno, že mezi eským masívem a západními Karpatami existují na rozhraní k ra - pláš významné rozdíly v teplot dosahující (300 - 400) °C a že existuje i rozdíl v p ísp vku tepelného toku ze svrchního plášt , který m že v hypertermálních oblastech (jako je nap . panonská nížina) init až 60 mW.m-2 proti (15 - 20) mW.m-2 pod stabilní ástí eského masívu. Z toho, co jsme uvedli pro oceány i kontinenty je vid t, že tepelná energie je v p ímém vztahu k orogenetické innosti. Z celosv tových m ení byla vyhotovena mapa tepelného toku. V hrubých rysech lze konstatovat, že v oblastech, kde jsou záporné výšky geoidu, je tepelný tok 1,67 µ kal/cm2s, kdežto v místech s kladným p evýšením geoidu je naopak tepelný tok nízký, je jen 1,33 µ kal/cm2s. To považuje Girdler za potvrzení hypotézy, že undulace geoidu jsou vyvolávány teplotními rozdíly v plášti. Bohužel tento názor nelze považovat za prokázaný. Je to z t chto d vod : jak mapa geoidu , tak i mapa tepelného toku nejsou dosud dostate n p esné; tíhové pole pln odráží dnešní stav rozložení hmot uvnit Zem , kdežto tepelný tok na zemském povrchu m že být vlivem nízké tepelné vodivosti zpožd n o miliony let a nereprezentuje dnešní rozložení teplot v zemském nitru.

- 162 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 21. Tepelný profil podél seizmického profilu HSS - Geotraverse No. 5 zpracovaný V. ermákem (1986), nam ený tepelný tok - Q0, vypo ítaný tepelný tok - QB, tepelný tok od MOHO - QM, a korový p ísp vek. Daleko lepší informace se díky moderním technologiím získávají o teplotách povrchu kontinent a oceán (obr. 3.22 a 3.23).

Viskozita jednotlivých vrstev Zem je známá jen velmi p ibližn . Pro nás je zejména zajímavé, že ada pozorování sv d í o tom, že ve svrchním plášti existuje nízkoviskozní vrstva v hloubkách odpovídajících nízkorychlostní vrstv .

- 163 (218) -


Obr. 3.22. Mapa teplot na povrchu kontinent (NOAA)

Obr. 3.23. P ehledná mapa teplot na povrchu oceán (NOAA).

Zemské magnetické pole. Z geomagnetických m ení víme, že silo áry magnetického pole mají vertikální sm r v magnetických pólech (obr. 3.24) jejichž poloha se s asem m ní (obr. 3.25); v sou asné dob leží v severní Kanad (730 S, 1000 Z) a Antarktid (680 J, 1430 V) a jejich spojnice neprochází st edem Zem . P í ina pole je z 94 % uvnit Zem , zbytek vydávají vn jší zdroje.

- 164 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.24. Silo áry magnetického pole Zem , pro ovlivn né nárazy slune ního zá ení. Pravidelné geomagnetické pole, které nejlépe aproximuje skute né zemské pole, lze získat sférickou harmonickou analýzou celosv tových m ení. Z této analýzy vyplývá, že pole lze vyjád it jako ú inek ady magnetických dipól ve st edu Zem , majících r znou orientaci. První z t chto dipól reprezentuje podstatnou ást pravidelného pole Zem ; je to tzv. sklon ný geocentrický dipól, jehož osa svírá s osou zemské rotace úhel 11,50 a protíná Zemi v geomagnetických pólech. Po 400 let provád ná p ímá pozorování magnetického pole Zem ukázala, že se s asem i místem na Zemi m ní. Krátkodobé periodické variace trvající hodiny, dny nebo roky Mohou být vysv tleny pomocí elektrických proud v plášti a ionosfé e; zm ny v intenzit dosahují ádov 10 až 100 nT. Magnetické bou e jsou krátkodobé, nepravidelné fluktuace, které Mohou p esáhnout hodnotu 103nT; vznikají v ionosfé e vlivem anomálního bombardování slune ním zá ením, hlavn p i výskytu slune ních skvrn.

Obr. 3.25: Zm ny sm ru jižního magnetického pólu za posledních 65 mil.rok (podle USGS). Wegener p edpokládal, že póly jsou pevné a pohybují se jen kontinenty.

- 165 (218) -


Sekulární zm ny se projevují v deklinaci, inklinaci i v intenzit . Sekulární variace v intenzit mají hodnoty jednotky až desítky nT za rok (mapy izopor). Cyklické zm ny ve sm ru pole mají periodu n kolik set let a od pr m rného sm ru vyvolávají odchylky 10 až 200 na ob strany. Velikost zm ny je r zná na jednotlivých observato ích a proto jejich p í ina je spíše regionálního charakteru než planetárního. – Z pozorování magnetických izanomál vidíme, že se za rok posunou o 0,180 na západ. Kdyby tento drift anomálií pravideln pokraoval 2000 let, ob hly by celou Zemi. - Rovn ž magnetický moment Zem se sekulárn m ní. Za 100 let se zmenší o 5 %, tj. za 2000 let by byl nulový. Zdá se však spíše, že velikost momentu osciluje kolem ur ité hodnoty. Paleomagnetismus studuje fosilní i remanentní magnetismus. Bylo zjišt no, že geomagnetické póly m nily v geologické minulosti svoji polohu (tzv. putování pól - Obr. 3.25) a že pole prod lalo adu inverzí. Putování pól , magnetické inverze v korelaci s lineárními magnetickými anomáliemi pat í mezi nejd ležit jší d kazy pro kontinentální drift, o n mž budeme pojednávat pozd ji. Zemské tíhové pole - Hmoty Zem vyvolávají gravita ní zrychlení, rotace odst edivé zrychlení. Vektorový sou et obou zrychlení ozna ujeme jako tíhové zrychlení i tíže. Zemská rotace zp sobila že Zem je na pólech zplošt lá. Tíhové zrychlení je funkcí zem pisné ší ky ; na pólech je nejv tší, na rovníku nejmenší. Tvar Zem je tvarem ekvipotenciální tíhové hladiny ztotožn né s pr m rnou hladinou mo e. Nazývá se geoid. V tšinou však posta í nahradit Zemi trojosým nebo rota ním elipsoidem nebo koulí. Pr b h geoidu vyjad ujeme pomocí izohyps nad referen ním elipsoidem (obr. 3.26).

Obr. 3.26: Mapa geoidu v metrech, ur ená pomocí družicových m ení. Nej ast ji používané tíhové anomálie jsou: anomálie z volného vzduchu (Fayovy), úplné Bouguerovy anomálie a izostatické anomálie. Anomálie - 166 (218) -

GEODYNAMIKA

z volného vzduchu - jsou zp sobeny nadbytky, resp. nedostatky hmoty uvnit Zem ve srovnání s normálním rozložením hmot, které odpovídá normální tíži. Úplné Bouguerovy anomálie vyjad ují ú inek hmot s anomální hustotou (tj. hustotou rozdílnou od pr m rné); tyto hmoty leží hlavn ve vrchní ásti lirosféry. Bylo zjišt no, že úplné Bouguerovy anomálie jsou záporné ve vysokých oblastech, naproti tomu v prostorách oceán jsou kladné. To zna í, že pod hornatými oblastmi mají horniny relativn nízké hustoty ve srovnání s oblastmi oceán . Tento vztah je vysv tlován izostazí. Airyho izostatické teorie p edpokládá, že p evýšení terénu (v tší oblasti) odpovídá ko en tak, aby nastala hydrostatická rovnováha (obdobn je tomu nap . u kusu d eva plovoucího na vod ; z velikosti vy nívající ásti d eva nad hladinou m žeme soudit na hloubku jeho ponoru). Prattova teorie naopak p edpokládá izostatickou kompenzaci v konstantní hloubce. Hydrostatická rovnováha se dociluje rozdílnou hustotou; ím je blok vyšší, tím má menší pr m rnou hustotu a naopak. Izostatickou kompenzaci vyjad ují izostatické anomálie. Nulová anomálie zna í, že blok je v hydrostatické rovnováze. Záporná anomálie zna í, že blok má p íliš hluboké ko eny (Airy) nebo p íliš nízkou pr m rnou hustotu; blok je hydrostaticky tla en nahoru a nep sobí-li další v tší síly v opa ném sm ru, pak blok stoupá; p íkladem m že být Skandinávie, která v dob zaledn ní byla zabo ena hluboko do plášt , ale po roztátí ledovc se její kra jeví jako p ekompenzovaná a je hydrostaticky nadzvedávána. Kladné izostatické anomálie naopak vyjad ují tendenci klesat. Zem jako celek se sice jeví jako izostaticky vyrovnaná, p esto však existují rozsáhlé izostatické anomálie, ukazující, že ásti zemské k ry izostaticky vyrovnané nejsou. Pro posouzení rozložení hmot uvnit Zem lze použít i mapu výšek geoidu (obr. 3.26). Deprese v povrchu geoidu jsou oblastmi záporných anomálií z volného vzduchu, elevace odpovídají kladným anomáliím z volného vzduchu. Tyto anomálie jsou patrn vyvolávány horizontálními hustotními nehomogenitami uvnit plášt ; jak vid t, nejsou v p ímém vztahu k rozložení kontinent a oceán . Pr b h geoidu lze odvodit i z pozemních m ení tíže. Jeho kresba pak m že být velmi podrobná a lokální anomality v pr b hu geoidu nutno vysv tlovat hustotními nehomogenitami v k e.

3.5

GEOLOGICKÝ CYKLUS A STÁ Í HORNIN

Jsou dva zdroje energie, které uvád jí do innosti geologické pochody: vnit ní teplo Zem a slune ní zá ení. Vnit ní zdroj dodává energii pro vznik vyv elých hornin, metamorfní a tektonické pochody. Vn jší zdroj (Slunce) uvádí do kolob hu atmosféru a hydrosféru, v trání, erozi a tvorbu sedimentárních hornin. D ležitou roli dále hrají geochemické pochody. Vzájemnou vazbu všech proces vyjad uje geologický cyklus (obr. 3.27), který není uzav ený. Magma, které vzniká v plášti v hloubce kolem 50 km a více, vystupuje k povrchu, ímž se obohacuje o další materiál obsahující silikáty, což umož uje vznik nových hornin v zemské k e. Sou asn se uvol uje voda

- 167 (218) -


a další plynné sou ásti. Z toho lze vyvozovat, že zemská k ra, hydrosféra a atmosféra se tvo ily postupn jako d sledek opakování magmatické innosti. Chemické i mineralogické reakce v horninách podstatn ovliv uje tlak a teplota (obr. 3.28). Vidíme, že v zemské k e m že dojít k metamorfóze za normálních podmínek. Ke vzniku migmatit nebo granitového magmatu je však pot eba vyšších teplot, než vykazují geotermy pro štíty a oceány. Takovýto stav m že nastat nap . v orogenetických oblastech. Rovn ž ve svrchním plášti normáln nevzniká magma. Výjimku však tvo í ty p ípady, kdy je p ítomna voda (nebo páry); pak bod tavení hornin prudce klesá (obdobná situace platí i pro k ru).

Obr. 3.27: Geologický cyklus

Stá í hornin - ur ujeme bu paleontologickými metodami podle zkamen lin nebo radioaktivními metodami a nejnov ji i s použitím paleomagnetismu. Protože radioaktivní izotopy se rozpadají konstantní rychlostí, lze toho využít pro výpo et asového intervalu, který uplynul od doby, kdy minerál nebo hornina vznikly. Prvek, obsažený nap . p i vzniku minerálu, skládá se z izotop ; n který izotop m že být radioaktivní. Pom rné množství radioaktivní a neradioaktivní složky je pro jednotlivé prvky známo. P i ur ování stá í zjiš ujeme, jak poklesl obsah radioaktivního izotopu a protože známe polo as rozpadu, m žeme vypo ítat stá í minerálu. Podmínkou však je, že v dob vzniku minerálu i horniny byl obsah dce inného izotopu nulový a že b hem jejich života nedošlo k obohacení i ztrát prvk .

- 168 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.28: Závislost významných geologických pochod na tlaku a teplot a jejich srovnání s geotermami pro štíty a oceány Nejsou-li tyto podmínky spln ny, pak vypo tený as rozpadu nemá geologický význam. Zda dané podmínky byly skute n spln ny je asto obtížné rozhodnout. Proto obvykle mluvíme rad ji o „zdánlivém“ stá í. Pro r zn staré horniny jsou vhodné r zné izotopy. Izotopy s krátkým polo asem rozpadu se hodí pro mladé horniny a dlouhým polo asem pro staré. Tak nap . pro ur ování stá í kvartérních hornin (stá í do 50 – 80 tisíc let je vhodný izotop uhlíku 14C; pro datování paleozoických hornin je vhodná kaliumargonová metoda atd. Stá í Zem bylo stanoveno na 4,6.109 rok . Kambrium za alo p ed 570.106 roky. Prekambrium tedy pokrývá 85 % zemské historie.

3.6

Litosféra

Reologické chování litosféry a astenosféry je popsáno viskozitou a zákonem úbytku deformace s asem. Kapalina oh ívaná zevnit nebo zespoda vykonává konvek ní pohyb, jestliže Rayleighovo íslo p ekro í kritickou mez. Rayleighovo íslo pro pláš je podstatn v tší než kritická hranice pro spušt ní konvekce. Pro termální konvekci s velmi vysokým Rayleighovým íslem je charakteristická existence tenké termální vrstvy, kterou je litosféra. Z toho hlediska je litosféra termáln difúzní vrstvou systému pláš ové konvekce. To znamená, že je málo stabilní a rozd lení teploty je ur ováno vedením tepla, zatímco v plášti jsou teploty blízké adiabatickým teplotám.

- 169 (218) -


3.6.1

Vertikální pohyby

Prvním a nejz ejm jším d kazem vertikálních posunutí a podstatných deformací litosféry je reliéf zemského povrchu, který je charakteristický velkými nerovnostmi zasahujícími do hloubek až 11 km pod mo skou hladinu (mariánský p íkop) a výšek p es 8 km (Himaláje). Toto rozp ti výšek je m ítkem maximální amplitudy vertikálních pohyb . V podmínkách denudace a sedimentace by se uvedené výškové rozdíly neudržely po dobu existence litosféry bez doprovodných. zdvih a pokles . Odhad velikosti amplitudy vertikálních pohyb asi (20 - 30) km potvrzuji rovn ž geologická pozorování, nap . pono ení spodních úrovní sedimentární vrstvy zemské k ry, které dosahuje v n kterých oblastech až 20 km (vn jší Karpaty, kaspická pánev). Vertikální pohyby jsou po povrchu nerovnom rn rozd leny ve zdvihy a poklesy. Jejich rychlosti nep esahuji 10 cm/rok, v tšinou jsou to milimetry až centimetry za rok.

3.6.2

Horizontální pohyby

Na rozdíl od vertikálních pohyb , p i kterých se st ídají zdvihy a poklesy, mají horizontální pohyby relativn stálý sm r, takže výsledné horizontální posunutí za geologická období je zna né, nap . nam ená horizontální posunutí podél zlomu Mendocino v severovýchodní ásti Tichého oceánu dosahují 1400 km. Pr m rné rychlosti horizontálních posunutí iní cm až dm za rok; nejv tší horizontální posunutí byla zjišt na v oblasti oceán . Myšlenka horizontálních pohyb celých kontinent pochází od F. B. Taylora a A. Wegenera . Podle Wegenera existoval v období svrchního paleozoika jediný prakontinent - Pangea, který se rozd lil na dv ásti: první z nich (Gondwana) byla seskupena z dnešní Austrálie, Jižní Ameriky, Afriky, Madagaskaru a Indie, druhá ást (Laurasia) zahrnovala Evropu, Asii (bez Indie), Severní Ameriku a Grónsko. Podle Wegenera vykonávaly kontinenty nerovnom rný horizontální pohyb - drift sm rem k západu. Za p í inu pohybu pokládal nejd íve slapové síly Slunce a M síce a pozd ji, v r. 1928, když byl tento mechanismus podroben ostré kritice, se p iklonil k hypotéze existence podkorových proud . Kvantitativní "d kaz" kontinentálního driftu p inesly výsledky paleomagnetických výzkum , které se za aly rozvíjet až po r. 1950. Na základ paleomagnetických sm r magnetického „dipólového pole“ m ených na vzorcích hornin p i sou asném ur ování stá í vzorku (datování), bylo možno sestrojit pro každý kontinent k ivku pohybu magnetického pólu. K ivky jsou pro jednotlivé kontinenty r zné. Možné rekonstrukce vzájemného pohybu kontinent jsou pouze ty, které p evád jí k ivky pro jednotlivé kontinenty v jednu spole nou k ivku pohybu magnetického pólu . Možnosti paleomagnetických metod vedly k d kladnému prov ení výchozího Wegenerova p edpokladu - shodností obrys kontínent . Toto prov ení podrobn provedli E. C. Bullard et al. s výsledkem jednozna n sv d ícím ve prosp ch Wegenerova p edpokladu (obr. ). Wegenerova hypotéza byla rovn ž ov ována metodami paleoklimatologie a geologie (shodnost hlavních tektonických struktur) a metodou srovnávací stratigrafie. Výsledkem je, že Wegenerova teorie kontinentálního driftu je všeobecn uznávána. - 170 (218) -

GEODYNAMIKA

V nov jší dob p inesly výzkumy mo ského dna nové nezávislé ov ení Wegenerovy teorie kontinentálního driftu (viz dále).

3.6.3

SPREADING - ROZPÍNÁNÍ MO SKÉHO DNA

V p edcházejících kapitolách jsme uvád li jako sv dky kontinentálního driftu tvar pevnin, návaznost starších geologických struktur, paleontologii, paleoklimatologii i paleomagnetismus. To však nesta ilo k objasn ní sil, které uvedly kontinenty do pohybu. Koncem padesátých let zjistili oceánografové souvislé pruhy oceánických h bet probíhajících všemi sv tovými oceány s adou pozoruhodných vlastností: jsou spojeny s riftovými zónami; jsou seismicky velmi aktivní; jsou vesm s velmi mladé (1 až 10 mil. let); v tšinou mají jak morfologickou, tak geneticky bilaterální symetrii. Krom toho zjistili oceánografové, že mo ské dno není nikde starší než 185 mil. let (k ída).

Obr. 3.29. Konvek ní cely zp sobují rozpínání oceánického dna (p vodní p edstava H.H. Hesse). Kolem r. 1960 vyslovil H.H.Hess hypotézu, že mo ské dno je v pohybu. Konvek ní proudy v zemském plášti (obr. 3.29) vyzvedávají materiál nahoru v prostoru osy st edooceánického h betu, který se pak jako mo ské dno ší í dál, dokud není v prostoru hlubokomo ských p íkop na okrajích kontinent pohlceno zp t do plášt . Tém v téže dob R.C.Mason, A.D.Raff a V.Vacquier zjistili, že mo ské dno z. a s. Ameriky tvo í pruhy magnetických anomálií, které se pozoruhod-

- 171 (218) -


n pravideln m nily z hodnot kladných do záporných. Tyto tvary anomálií napovídaly, že je vyvolávají s.-j. orientovaná magnetická t lesa, která v ur itých intervalech byla p í n posunuta podél linií tém kolmých na sm r anomálií. Žádný do té doby známý typ struktury neodpovídal této konfiguraci magnetických anomálií. Teprve o p t let pozd ji (1963) F.J.Vine a D.H.Matthew podali vysv tlení, které se stalo klí ovým pro potvrzení hypotézy vyslovené Hessem. Vysv tlení se opíralo o objev, že zemské magnetické pole v minulosti mnohokráte zm nilo svoji polaritu – inverze magnetického pole. Na podklad srovnání absolutního stá í lávových proud a sediment (obr. 3.30) byla vypracována podrobná magnetická stratigrafie. Tak bylo možno nejen vysv tlit pruhy magnetických anomálií se st ídající se polaritou, ale dát jim i asové za azení.

Obr. 3.30. Ukázka inverzí magnetického pole zjišt ných v mo ských sedimentech (in Wyllis 1971). Zákres magnetických anomálií na profilu vedeném kolmo na st edooceánský h bet sm rem ke kontinentu možno p irovnat k magnetofonovému pásku, na n mž jsou nahrány zm ny v orientaci zemského magnetického pole. Podle ší ky jednotlivých magnetických epoch lze usuzovat na rychlost vzniku t chto pás v oceánském dn (obr. 3.31). Jednozna n bylo potvrzeno, že oceánské dno je uprost ed oceánských h bet nejmladší a jeho stá í roste sm rem k pevninám na ob strany (obr. 3.31). Rychlost rozpínání mo ského dna je v r zných místech r zná. Na základ výsledk z magnetometrie, poznatk seismických o strukturních zm nách v k e a plášti pod riftovými zónami v oceánických h betech, poznatk o vysokém tepelném toku, poznatk o recentním vulkanismu a dalších poznatcích byl vytvo en model rozpínání mo ského dna - sea floor spreading.

- 172 (218) -

GEODYNAMIKA

3.6.4

St edooceánické h bety

Jedním z prvních d ležitých výsledk soustavného prom ování hloubek oceán (batymetrie) byl objev st edo-oceánských h bet a rift (zlom ). H bety tvo í celosv tový systém podmo ských pásmových poho í, jejichž výška p esahuje 3000 m a ší ka je zhruba 2000 km. Typický reliéf mo ského dna tzv. riftu, v kolmém profilu na h bet, ukazuje obr. 32a, na kterém je vid t i centrální zlom na Islandu (obr. 3.32b). Rozložení systému h bet v oceánech je znázorn no na obr. 3.33. St edo-oceánské h bety jsou charakteristické nejen svým reliéfem, ale hlavn vysokou seismickou aktivitou soust ed nou do oblastí rift (obr. 3.33).

Obr. 3.31. Ukázka pruh kladných ( erné) a záporných (bílé) anomálií na oceánickém h betu jz. Islandu (in J.G.Gass et al. 1971). a - situace, b - magnetické anomálie, c – ást jednoho aeromagnet. profilu porovnaná s teoret. vypo tenou k ivkou odpoídající modelu, u n jž je zvolena rychlost rozpínání mo ského dna 1 cm/rok. Podle tohoto modelu edi ová magmata vystupují podél rift a vylévají se v pásech na oceánské dno.Po utuhnutí láv nastává další rozestupování rift a mezi d íve utuhlé pásy se vylévají nové lávy. Tento proces se neustále opakuje. Starší utuhlé pásy láv, zmagnetované do sm ru pole v dob výlevu, ustupují do obou stran a jsou uprost ed dopl ovány novými erstv vylitými lávami (obr. 3.31, 3.33 a 3.34). Celý proces je spojen s tahovým nap tím v celé oceánské

- 173 (218) -


k e, které umož uje neustálé otevírání riftových zón, vznik nové oceánské k ry a tím rozši ování oceánu. Tento posun oceánské k ry do stran (pokud nedojde k jejímu podsunování pod k ru kontinentální) je základem pohybu pevninských blok od sebe – tzv. kontinentálního driftu i posouvání kontinent .

Obr. 3.32. Model oceánského typu riftového systému protínaný transformním zlomem (a); vpravo hlavní zlom rifu vystupující na povrchu ostrova Island (b).

Obr. 3.33. Rozpínání mo ského dna, jak je nazna ují izochrony (v miliónech let), stá í mo ského dna podle magnetometrie. St edooceánský h bet je vyznaen silnou arou, p í né posuny tenkými arami, izochrony te kované. Obdobný obraz byl zjišt n rozborem stá í hornin získaných z vrtných jader z mo ského dna (program JOIDES). Rychlosti udávají ro ní p írustky.

- 174 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.34: Magnetický profil p es st edoatlanský h bet ve 22030 a jeho interpretace podle USGS.

Rychlost rozpínání mo ského dna ur uje pom r mezi ší kou magnetické anomálie a dobou, po kterou trvala p íslušná orientace sm ru magnetického pole. V r zných oblastech oceán byla tato rychlost r zná; pohybuje se v mezích 1 až 8 cm/rok, výjime n až 14 cm/rok. Podle TJ.Wilsona byla ve tvrtohorách pr m rná rychlost pro všechny oceány 5,2 cm/rok. Rychlost, jíž vzniká nová oceánická k ra, rovná se sou tu rychlostí rozpínání na obou stranách h betu. M že tedy nabýt hodnoty až 16 cm /rok, což je z geologického hlediska rychlost velmi velká. S touto rychlostí by 15 000 km široký Pacifický oceán m l veškerou k ru vyprodukovanou zhruba za 100 mil. rok .

Obr. 3.35. Ukázka pr b hu transformních zlom v prostoru st edooceánských h bet . Vlevo místo k ížení dvou h bet – trojný bod (triple junction point). Mo ské dno v širokém pruhu kolem st edooceánského h betu má typické pruhy magnetických anomálií, které se staly hlavní oporou teorie rozpínání mo ského dna. P esto jsou však oblasti oceán , kde anomálie nejsou. M že to být proto, že nejsou sou ástí pohybujícího se dna, nebo že pocházejí z dávné geologické

- 175 (218) -


minulosti, kdy možná zemské magnetické pole neprod lávalo své inverze. Jinde (v d sledku velmi pomalého rozpínání) Mohou být anomálie velmi nahušt ny, že jejich korelace je nesnadná. P irozen existují i ješt daleko složit jší situace. Všimneme-li si blíže st edooceánských h bet , vidíme, že nejsou souvislé. H bety jsou roz len né na sekce zlomovými zónami. P itom je pozoruhodné, že ob ásti h betu se od sebe nevzdalují, zatímco po stranách h betu dochází k pohyb m k ry jako rigidních desek (obr. 3.35), taková porucha se ozna uje jako transformní zlom. Zem t esení vzniká pouze v úseku mezi ástmi h betu, protože pouze tam dochází k relativnímu pohybu k ry. Geometrický vztah mezi osou st edooceánského h betu a p í nými poruchami se stane z ejmým, jestliže zvolíme (podle T.Wilsona) nový systém meridián procházejících h bety a ší kových kružnic procházejících p í nými poruchami (obr. 3.35). Bylo prokázáno, že celé oblasti vyhovuje spole ný pól a osa rozpínání. Z uvedeného rovn ž plyne, že rozpínání mo ského dna bude nejmenší u pólu rozpínání a naopak nejv tší na jeho rovníku. D ležitou charakteristikou st edo-oceánských h bet je zvýšený tepelný tok, který vzr stá z hodnoty 1 jednotky tepelného toku p ibližn na 5 jednotek v oblasti rift (1jednotka tepelného toku byla definována jako 10-6 cal/cm2 . s, tj. 41,86 mW/m2) - obr. 3.36. V profilech kolmých na osu h betu byla provedena magnetická m ení. Výsledky ukázaly jev; magnetické anomálie jsou soust ed ny v pásech soub žných s osou h betu, p i emž se v jednotlivých, pásech st ídá sm r magnetizace hornin. Horniny jsou zmagnetovány souhlasn nebo opa n vzhledem ke sm ru sou asného zemského magnetického pole. Tato pravidelná geometrická struktura magnetických anomálií vedla k myšlence ur it stá í hornin v jednotlivých pásech. M ení bylo provedeno metodou draslíku a argonu. Bylo zjišt no, že stá í hornin vzr stá se vzdáleností od osy h betu na ob strany a.pohybuje se v rozmezí (0 - 200) mil. let. Celosv tový systém pás magnetických anomálií spolu s údaji o stá í hornin znázor uje obr. 3.34, 3.37.

Obr. 3.36. Závislost st ední hodnoty tepelného toku na vzdálenosti od riftu.

Studium magnetických anomálii m lo klí ový význam pro hypotézu nar stání mo ského dna (sea floor spreading), která pochází od H. H. Hesse a R. S. Dietze. Podle této teorie je nové oceánské dno tvo eno v blízkosti st edu oceánského h betu a rozši uje se ve sm rech kolmých na h bet. - 176 (218) -

GEODYNAMIKA

Na druhé stran nar stání mo ského dna, nap . v Tichém oceánu, musí být doprovázeno pono ováním oceánického dna do plášt v blízkosti okraj kontinent . Tyto oblastí pono ování oceánské litosféry do plášt 'se nazývají subduk ní oblasti a jejich rozložení po zemském povrchu znázor uje obr. 3.3b. Zatla ování chladné, pevné desky do viskózního plášt je doprovázeno vznikem nap tí na hranicích desky, které m že p esáhnout mez pevnosti a vést ke vzniku tektonického zem t esení. P esná lokalizace zem t esných ohnisek v subduk ních oblastech umož uje vysledovat trasu pono ující se litosférické desky, jako nap . na obr. 38. Oblasti subdukce jsou také oblastmi vysoké seismické aktivity charakterizované rozložením zem t esných ohnisek od povrchu až do hloubek 700 km. Maximální hloubka zem t esení indikuje spodní hranici, ve které je litosférická deska tavená v plášti ješt schopná k ehkých zlom .

Obr. 3.37. asové pásy ur eny podle polarit magnetických anomálií.

- 177 (218) -


Obr. 3.38. Vertikální ez obloukem Izu-Bonin v západním Tichém oceánu (vlevo) a vertikální ez Mariánským obloukem. Kroužky ozna ují epicentra zem t esení.

3.6.5

Konvekce – zdroj deformací v litosfé e?

Mechanismus uvád jící v pohyb kontinenty, vytvá ející reliéf zemského povrchu a tektonickou innost planety, je závažným a starým problémem. Velké množství d ív jších pokus vysv tlit tyto jevy nevedlo k cíli; uvažovaly se nap . slapy M síce a Slunce, odst edivá síla zemské rotace i teorie expandující, kontraktující a pulsující Zem . Hypotézu, že konvek ní proudy tekoucí pod litosférou jsou p í inou vzniku poho í, prvn vyslovil v r. 1839 Hopkins a pozd ji v r. 1881 O. Fischer. A. Holmes považoval konvek ní proudy pod prakontinentem za p í inu jeho rozd lení a kontinentálního driftu. Vzestupný konvek ní proud vyvolává v litosfée tenzi a naopak sestupný proud kompresi. Tak interpretoval existenci circumpacifického tektonicky aktivního pásu a vznik alpsko-himalájského horského pásu. Konvekce v kapalinách vzniká, když se rozložení hustoty liší od hydrostatického. Vztlakové síly uvád jí kapalinu do pohybu, který se udržuje do nastolení rovnováhy. Nepravidelnosti v rozložení hustoty mohou být v podmínkách zemského nitra zp sobovány bu tepelnou nebo chemicko-hustotní nerovnováhou. H. Bénard experimentáln ukázal, že konvekce ve zvrstvené kapalin nastane,jestliže rostoucí tepelný konduk ní tok p evýší jistou kritickou hranici. Bénard v experiment p ivedl J. W. Rayleigha k formulování podmínky vzniku konvekce. Ukázal, že konvekce v homogenní, nestla itelné Newtonov kapalin nastane, jestliže bezrozm rný parametr

Ra = αβgd4/xv

(Rayleighovo islo)

p evýší kritickou hodnotu 27π4/4=658 (α α je koeficient tepelné roztažnosti, β teplotní gradient, g gravita ní zrychlení, d tlouš ka vrstvy, K tepelná vodivost, v kinematická viskozita). H. Jeffreys a L. Knopoff ukázali, že Rayleigh v výsledek platí i pro stla itelnou kapalinu, jestliže ρ má význam rozdílu mezi skute ným a adiabatickým teplotním gradientem. V p ípad sférické vrstvy vyžaduje spušt ní konvekce vyšší kritickou hodnotu, nap . pro sférickou vrstvu s vn jším polom rem 2x v tším než vnit ním je kritická hodnota Rayleighova ísla 2380. Vliv rotace na konvekci popisuje bezrozm rné Taylorovo íslo Ta = (2 d2 /v)2. Vliv rotace je podstatný, jestliže Ta> 1. Pro zemský pláš ( = 7,27. 10- 5 rad/s, d = 3 .106 m, v = = 1017 m2/s) je Ta 10-16. To znamená, že zemská rotace velmi málo ovliv uje konvekci v plášti, avšak má silný vliv na konvekci v mnohem mén viskózním vn jším jádru. Základní otázka existence konvek ních proud velkých rozm r zasahujících celý pláš je p edm tem spor . Požadavek ú inného p enosu tepla z jádra do svrchního plášt dává základní d vod pro existenci celopláš ové konvekce. Rozhodnutí otázky celopláš ové konvekce zt žuje velký rozptyl odhad hodnot koeficientu viskozity v plášti. Zdvih Fennoskandinavie po recentním zaled- 178 (218) -

GEODYNAMIKA

n ní vede k odhadu viskozity 1019 Pa.s pro astenosféru v oblasti štít , v oblasti oceánu se p edpokládá hodnota 1018 Pa.s. Pro spodní pláš odhadli P. Goldreich a A. Toomre st ední viskozitu 5 . 1023 Pa.s. Odhad souhlasí s hodnotou O. Sorochtina 1023 Pa.s. Pro tyto hodnoty viskozity Rayleighovo íslo vysoko p evyšuje kritickou hodnotu, takže celopláš ová konvekce by byla možná a dostate n ú inná k udržováni adiabatického teplotního gradientu v plášti, zatímco velké teplotní gradienty jsou v termálních hrani ních vrstvách (rozhraní jádro-pláš a zemský povrch). D. McKenzie, W. Munk a G. J. MacDonald odhadli viskozitu spodního plášt na 1025 Pa.s. V tomto p ípad by tepelná konvekce ve spodním plášti nebyla možná. Munk a MacDonald analyzovali rovníkové vydutí Zem ur ené z družicových m ení a zjistili, že sou asné vydutí odpovídá rychlejší rotaci Zem , asi takové, jakou m la p ed 10 mil. lety. Tento jev vysv tlili vysokou viskozitou spodního plášt , která nedovolí obnovení hydrostatické rovnováhy rotujícího t lesa. Výsledky je nutno brát s rezervou, nebo byly odvozeny pro hydrostaticky rovnovážný model Zem , který je málo realistický, pon vadž Zem má mohutné zdroje vnit ní energie, zejména gravita ní. Z toho d vodu je vedle tepelné konvekce možná í konvekce chemicko-hustotní. Pro tuto konvekci je Rayleighovo íslo Ra = δρgd3/D4, kde D je koeficient difúze. Pro pláš je odhad Rayleighova ísla chemicko-hustotní konvekce 1017 < Ra < 1034, což o n kolik ád p evyšuje kritickou hodnotu a zajiš uje možnost celopláš ové konvekce.

3.6.5.1 Konvekce a rotace Konvekce v plášti a jádru nese s sebou transport látek doprovázený hustotními zm nami a následkem toho se m ní i moment setrva nosti, což vyvolává zm ny polohy okamžité osy rotace a zm ny rychlosti rotace. asové zm ny rychlosti rotace Zem jsou znázorn ny na obr. 3.40. Interval, ve kterém byla provedena p esná m ení, je ke zjišt ní vlivu pláš ové konvekce krátký. Rychlejší zm ny rychlosti rotace jsou pravd podobn zp sobeny konvekcí v jádru, která má vzhledem k nízké viskozit nesrovnateln kratší periody. Celkový klesající trend v rotaci je zp soben slapovým t ením a t ením oceán .

Obr. 3.39. Variace zemské rotace. Úhlová rychlost rotace Zem v jednotkách

- 179 (218) -


10-12 rad/s se dostane p ipo tením hodnoty škály na levé stran k íslu 72921. Šipkami jsou vyzna eny akcelerace rotace (podle Martince a P e, 1983). V souvislostí se studiem pohyb paleomagnetických pól se dokonce vyskytují názory, že pohyb zemské rota ní osy mohl být v minulostí zna ný, 90° i více. Otázka možností takových posunutí rota ní osy uvnit t lesa z stává stále otev ená, a problém nebude možno vy ešit bez d kladn jší znalosti reologických parametr plášt , pon vadž na nich citliv závisí možný pohyb rota ní osy. Nicmén proces konvekce a s ním spojená hustotní zm ny jsou vzhledem k rotací zemského t lesa efektem 2. ádu a pro p edstavu, že by konvekce zp sobila zna n jší pohyby rota ní osy, nutn doprovázené ztrátami energie rotace spot ebované na p etvá ení rovníkového vydutí, nejsou žádné fyzikální d vody. Je pravd podobné, že konvekce m že zp sobovat pohyb rota ního pólu po kvazistacionární dráze blízké sou asné poloze pólu.

3.6.5.2 Zdroje energie konvekce Primárním zdrojem energie konvekce je gravita ní energie planety. Vývoj planety prošel stadiem rovnom rného rozložení látek a v pr b hu dalšího vývoje trvajícího 4,6.109 let probíhal proces gravita ní diferenciace látek spojený s tvo ením t žkého jádra. Gravita ní energii procesu je možno ur it jako rozdíl gravita ního potenciálu rovnom rného rozložení látek a gravita ního potenciálu odpovídajícího sou asnému látkov diferencovanému stavu. Energie se odhaduje na (1,5 ~2,0) .1031 J. Proces utvá ení jádra planety není ješt zcela dovršen, podle n kterých model prob hla diferenciace jádra z 86%. Dalším energetickým zdrojem je radia ní teplo. K n mu p ispívá 238U p ibližn 13%, 235U 79%, 232Th 4% a 4K 4%; celkové množství uvoln ného tepla je v sou asné dob 1,13.1013 W. Za dobu existence Zem se uvolnilo 0,41 . 1031 J radia ní energie. Dalším energetickým zdrojem je energie slap M síce a Slunce. V d sledku slapového t eni dochází k zpomalování rotace Zem a ke vzdalování M síce. Celkový výkon slapového t ení se odhaduje na 2,7 . 1012 W. ást výkonu disipuje v oceánech a ást v zemském jádru, ztráty v plášti jsou zanedbatelné. Pro konvekci v plášti má základní význam teplo p ivád né z jádra do plášt . Je nutno uvažovat teplo ochlazování jádra, které za dobu existence Zem iní 2,2.1029 J, latentní teplo uvoln né p i procesu nar stání pevného vnit ního jádra 1,0.1029 J a teplo odvozené od gravita ní diferenciace na hranici pláš -jádro 0,4. 1029 J. G. M. Jones uvádí spodní mez tepelného výkonu protékajícího hranicí jádro- pláš 2,9 . 1012 W.

3.6.6

Konvekce v plášti a gravita ní pole

Rozd lení konvek ních proud v plášti se nutn zobrazuje do detailní struktury gravita ního pole Zem a ovliv uje tvar geoidu, obr. 3.26. Tvar geoidu je ovlivn n rovn ž hustotními zm nami souvisejícími s polymorfními fázovými p echody ve svrchním plášti, které závisejí na tlaku a teplot , a hydrodynamic-

- 180 (218) -

GEODYNAMIKA

kými a termodynamickými podmínkami v hrani ní vrstv na rozhraní pláš jádro. Jednotlivé vlivy p sobí aditivn a jejich separace je obtížný problém. S. K. Runcorn odvodil vztah mezi parametry gravita ního pole a rozložením nap tí vznikajícím na spodku litosféry viskózním t ením horizontální složky konvek ních proud v plášti. Vyšel z modelu plášt jako viskózní Newtonovy kapaliny a po ítal konvekci v plášti. Neuvažoval vliv Coriolisovy sily a inerciálních sil, tj. vyšel z rovnice

- . =-

p+g

a z p edpokladu, že rychlost v se dá vyjád it ve tvaru v = - p x (r x W), kde funkce W souvisí s gravita ním potenciálem a dá se tedy vyjád it pomocí Stokesových konstant popisujících gravita ní pole, zna í viskozitu. Stokesovy konstanty se ur ují pomocí družicových a gravimetrických m ení.

Obr. 3.40. Rozložení horizontálního nap tí na spodní hranicí litosféry. Krom šipek znázor ujících sm r a velikost horizontálního nap tí jsou silnými arami znázorn ny hranice litosférických desek (podle Martince a P e, 1983).. Výsledná horizontální nap tí p sobící na spodku litosféry se vyjad ují rovn ž pomocí Stokesových konstant. Z. Martinec a K. P provedli výpo et globálního pole nap tí, které je znázorn no na obr. 3.40. Z rozložení nap tí je z eteln patrná souvislost s tektonickou inností, hlavn se subdukcí nap . v oblasti tichooceánského pob eží Jižní Ameriky, Velkých Antil, podél západní ásti circumpacifického pásu. Podstatné je, že každé litosferické desce neodpovídá jedna velká konvek ní bu ka, ale systém n kolika menších. Desky by se pohybovaly po sférickém povrchu astenosféry vlivem moment sil na n p sobících, pokud by byl výsledný moment sil nenulový. Po dosažení rovnováhy by pohyb desek ustal za p edpokladu, že systém desek je na kulovém povrchu uzav ený. To však není p ípad litosférických desek, pon vadž v oblastech subdukce dochází k vzájemnému podsouvání. Následkem toho se divergentní hranice mezi deskami otevírají a magmatické látky astenosféry vystupují sm rem k povrchu. P vodní, velmi zjednodušená p edstava deskové tektoniky byla taková, že divergentní hranice koincidují s jazyky výstupných konvek ních proud . Obr. 3.40 odvozený z reálných m ení nasv d uje tomu, že situace v oblasti st edooceánských h bet je složit jší. Pole konvek ních proud pod litosférou je velice lenité a je spojeno se siln nehomogenním - 181 (218) -


rozložením nejen horizontálních složek nap tí (obr. 3.40), ale i radiální složky nap tí v astenosférickém magmatu. Jak je patrno z rozložení nap tí, nesouhlasí vzestupné v tve konvek ních proud s polohou st edooceánských h bet . Oceánské h bety se jeví ve sv tle t chto sil spíše jako efekt "st íkající fontány" magmatu vytla ovaného na divergentní hranici z astenosféry, než jako d sledek výskytu vzestupné v tve konvek ní bu ky nalézající se p ímo pod oceánským h betem. Pro model "st íkající fontány" sv d í rovn ž existence transformních zlom vzniklých p etržením st edooceánského h betu, p i emž ob daleko dislokované ásti h betu produkují nové oceánské dno. Odpovídající dislokace v konvek ním vzestupném proudu látky s relativn nízkou viskozitou nejsou možné.

3.6.6.1 Konvekce a tektonická aktivita Hlavní tektonické procesy na povrchu Zem (kontinentální drift, stá í oceánského dna, celosv tový systém rift a subduk ní oblasti) p ímo souvisejí s konvek ními proudy v plášti a pochopiteln také s procesem tvo ení zemského jádra. Na základn toho se definuje tektonická aktivita n(t) jako íslo, které vyjad uje relativní ást hmoty plášt , která prošla procesem diferenciace na povrchu jádra, tj. d(nMm)/dt = (M/Mm(dMe/dt) (Mm, Me je hmotnost plášt a jádra M = Mm + Me), V prvním p iblížení lze psát n/ t = -l/ q. kde q je doba trvání 1 cyklu, tj. doba, za kterou se uskute nila diferenciace v jád e veškeré hmoty plášt . S. K. Runcorn prvn vyslovil p edpoklad, že geologicky zjišt né cykly tektonické aktivity jsou identické s konvek ními cykly v plášti. G. Gastil a R. Dearnley našli maxima tektonické aktivity 2,5. 109 let, 1,8. . 109 let, 0,95 . 109 let a (0,3 0,4). 109 let . Poslední maximum spadá do období formování Pangey (kaledonské vrásn ní). Je pravd podobné, že období zvýšené tektonické konvekce, souvisí nap . se zm nou po tu celopláš ových konvek ních bun k. Teorie nar stáni mo ského dna a litosférických desek je prvním jednotným výkladem d ležitých geofyzikálních jev (geografické rozložení zem t esných ohnisek, hloubkový dosah zem t esení, struktura magnetických anomálií oceánského dna, pohyb paleomagnetických pól , specifické rysy rozd lení tepelného toku) a geologických jev (vznik pásemných poho í, ostrov nich oblouk a oceánských p íkop , geografické rozd lení vulkanické inností, stá í mo ského dna). Teorie nar stání mo ského dna a teorie litosférických desek vysv tlují pozorované jevy z geografického a kinematického hlediska. Dopl uje je teorie konvekce v plášti, která poskytuje jednotný dynamicko-energetický výklad pohyb . Zdrojem t žkostí pro lepší poznání pláš ové konvekce je nedostate ná znalost viskozity a rychlosti deformace látek v plášti. Dlouhé asové intervaly - (106 109) let vylu ují experimentální možnosti a k dispozicí jsou pouze nep ímá pozorování. P esn jší poznání reologických vlastností zemského plášt by otev elo cestu k ešení sou asných problém geodynamiky. Jsou to nap . dynamika rotace a pohyb zemské rota ní osy v t lese, dynamická teorie slap pevné Zem a rozložení teploty v plášti.

- 182 (218) -

GEODYNAMIKA

3.6.7

MOHO vesrus zemská k ra

Zhruba do r. 1960 byla pokládána Mohorovi i ova diskontuita (MOHO) za ostré petrografické rozhraní mezi zemskou k rou a svrchním plášt m, projevující se skokem v rychlostech P-vln z hodnoty 6,8 – 7,2 km/s na 8,0 – 8,2 km/s charakteristické pro svrchní pláš . Pod kontinenty jsou udávány pr m rné hloubky MOHO 35 km, pod vysokými horami až p es 60 km, v souhlase s Airyho izostatickou teorií, výjimku tvo í Colorado Plateau a ást And. V oceánických pánvích je pr m rná hloubka 11 km, z toho p ipadá 1 km na sedimenty, 5,3 km na k ru a zbytek na vodu; profil p es ostrovní oblouk a p íkop vykazuje v úzkém pruhu prohloubení na asi 30 km. MOHO rozhraní je celosv tový jev. Ve st ední Evrop se jako anomální ást MOHO považuje jeho relativn nízká úrove (22km) v prostoru Panonské pánve (obr. 3.41). Dobrá korelace s anomálním tepelným tokem a vysokou úrovní hranice litosféra-astenosféra se považuje za d sledek nedávné subdukce v této oblasti. Výsledky explozivní seismiky (podzemní nukleární výbuchy), která se za ala široce používat po r. 1960 však ukázaly, že tento jednoduchý obraz je nutno pon kud upravit. Zjistilo se, že svrchní pláš je heterogenní. Vyplynulo to nap . z toho, že pro východní ást USA byly nam eny rychlosti Pn p es 8,3 km/s, avšak pod hornatou západní ástí kleslo Pn na 7,7 km/s. Nízké rychlosti Pn byly též zjišt ny pod ostatními tektonicky aktivními oblastmi, v etn ostrovních oblouk a st edooceánských h bet . Krom toho existují tektonicky nestabilní prost edí, v nichž jsou vrstvy hornin s rychlostmi P-vln o rychlostech 7,2 až 7,7 km/s, což jsou hodnoty ležící p ímo mezi rychlostmi obvykle se vyskytujícími v dolní ásti k ry a ve svrchním plášti. V takovémto prost edí nelze MOHO jednozna n definovat; vrstvy s t mito p echodnými rychlostmi byly ozna ovány bu jako anomální spodní k ra, nebo anomální svrchní pláš nebo jejich kombinace.

- 183 (218) -


Obr. 3.41. Mapa MOHO diskontinuity (mocnosti zemské k ry – Posgay , 2006) V sou asné dob definujeme k ru obvykle jako svrchní slupku litosféry nad MOHO. MOHO je definováno jako vrstva, uvnit níž rychlost P-vln rychle nebo dokonce skokem nar stá z hodnot, které m la v k e a to na hodnoty p es 7,7 km/s. Vrstva MOHO je r zn mocná; pod ástmi Pacifického oceánu je pouze 0,1 km, v ad oblastí pod stabilními kontinenty 0,5 km, avšak pod n kterými oblastmi dosahuje mocnosti 5 i více km. Bylo též zjišt no, že horninové vrstvy s rychlostmi 7,2 až 7,7 km/s (d íve považované za anomální) jsou obvyklým jevem pro tektonicky aktivní oblasti. Podle výsledk získaných v Rusku pomocí hlubinného seismického sondování jsou ty i typy zemské k ry; kontinentální, oceánická, subkontinentální a suboceánická (poslední dva typy leží v prostoru kontinentálních okraj ). MOHO je z eteln u všech typ k ry s výjimkou subkontinentální, kde je velká mocnost materiálu s rychlostmi 7,6 až 7,8 km/s, který se u jiných typ nevyskytuje. Všimn me si nyní rychlostí seismických vln v r zných geologických prost edích. Pro každé prost edí jsou uvád ny 4 sloupce indikující hloubky, v nichž se mohou vyskytnout rychlosti odpovídající svrchní k e (4,5 – 6,5 km/s), spodní k e (6,5 – 7,2 km/s), 3. anomální k e nebo anomálnímu plášti (7,2 – 7,7 km/s) v tektonicky aktivní oblasti, 4. svrchním plášti (7,8 – 8,5 km/s).

- 184 (218) -

GEODYNAMIKA

Podle názor , které vyslovili Drake a Nafe, má horninový materiál s anomálními rychlostmi (7,2 – 7,7 km/s) p echodné vlastnosti, reprezentuje p ír stky k ry z plášt b hem orogenetického procesu. Produkce nebo vytrácení tohoto materiálu v závislosti na prom nných podmínkách v hloubce m že být p í inou nadzvedávání nebo klesání a zm n mocnosti zemské k ry. Jako nejpravd podobn jší p echodný materiál považují uvedení auto i takový materiál, který je v p ímém vztahu ke gabro-eklogitovému fázovému p echodu. MOHO bývá považováno za hladinu, vyzna ující se chemickou diskontinuitou, vyjád enou dv ma rozli nými typy hornin.V sou asné dob však získává na oblib hypotéza, že MOHO je fázové rozhraní mezi gabrem z k ry a jeho chemickým ekvivalentem ve svrchním plášti. To má i své tektonické d sledky. Jestliže totiž dojde ke zm nám tlaku nebo teploty v hloubce oblasti fázového p echodu, má to za následek výzdvih nebo pokles zemského povrchu. Ve prosp ch koncepce, že MOHO je chemickou hranicí, hovo í to, že velmi dob e vyhovuje petrogenetickým požadavk m. Ultrabazický peridotit v plášti je parciáln roztavován a takto vzniká bazický materiál pro vulkanické erupce. Parciální roztavování hornin svrchního plášt je pravd podobn jší než úplné roztavování (problém tepla), které by bylo nutno p edpokládat, kdyby svrchní pláš byl složen p evážn z bazaltického materiálu ve form eklogitu. Proti MOHO jako chemické hranici vznesl G.C.Kennedy tyto námitky: Sou asná ztráta tepla ze Zem vyžaduje, aby radioaktivní materiál byl soust ed n v k e a ve svrchním plášti. Protože s bazicitou hornin ubývá radioaktivity, m ly by kontinenty mít v tší tepelný tok než oceány. Jak jsme však uvád li již výše, je tepelný tok na kontinentech i oceánech stejný. Tato situace by snad mohla být vysv tlena, kdyby pod oceány m l svrchní pláš bazické složení (eklogit) namísto peridotitu. Je problematické, zda by mohla vydržet chemická diskontinuita mezi bazaltem a peridotitem po dobu ádov 109 let, aniž by byla geologickými pochody zahlazena.

Obr. 3.42. ty i modely MOHO jako chemické hranice. Horniny nad a pod MOHO jsou chemicky rozdílné (upraveno podle R. Válka, 1974).

- 185 (218) -


Na obr. 3.42 uvádíme 4 modely, které se používají pro MOHO jako d lící chemické hranice. Pro zemskou k ru je použit dvouvrstevný model, i když všude nemusí platit; hranice mezi svrchní a spodní ástí k ry je rovn ž chemická. MOHO je vyzna eno arou 1 km tlustou, ímž má být znázorn na jeho prom nná mocnost.

Obr. 3.43. Dva modely MOHO jako zóny fázového p echodu. Horniny nad a pod MOHO jsou chemicky identické. Pro MOHO jako hranice fázového p echodu je uvedena na obr. 3.43 dv ma modely. Situace je rovn ž zjednodušená, protože nap . mezi gabrem s hustotou 3,0 g cm-3 a eklogitem s hustotou 3,4 až 3,5 g cm-3 je další p echodná fáze granátický granulit s hustotou 3,2 g cm-3 a plagioklasový eklogit s hustotou jen o málo nižší než kone ná fáze eklogit (bez plagioklasu). Zmín ná dv hustotní rozhraní mohou tedy znamenat sou asn rozhraní seismická. Model uvád jící t žší eklogit (3,5 g cm-3) nad leh ím peridotitem (3,3 g cm-3) se jeví gravita n jako nestabilní. Problém MOHO je velmi složitý a hypotézy mohou být ov ovány pouze pomocí laboratorních pokus , které nemohou nikdy pln napodobit p írodní podmínky (zejména as). Proto není divu, že problému je široká diskuse s asto protich dnými záv ry. Zdá se však, že pro celou Zemi neplatí jednotný model MOHO. Pod stabilními kontinentálními krami se jeví MOHO jako ostrá hranice, což spíše odpovídá chemické hranici, kdežto gabro-eklogitový p echod je pravd podobný v nestabilních oblastech (rychlost 7,2 – 7,7 km/s), kde probíhá ve vrstv n kolik km mocné.

3.6.7.1 ZEMSKÁ K RA Struktury uvnit zemské k ry mohou být ur eny pomocí seismických, tíhových a magnetických m ení. Seismika zjiš uje fyzikální vlastnosti hornin a lokalizuje fyzikální diskontinuity uvnit k ry. Gravimetrie sama nem že ešit jednozna n profil zemskou k rou, avšak v kombinaci se seismikou m že dát velmi d ležitý obraz o rozložení hustot. Pozemní magnetické anomálie jsou siln ovlivn ny p ípovrchovými zdroji, jejichž vliv je však zanedbatelný u vhodn volených aeromagnetických m ení; aeromagnetometrie je pak vhodnou metodou pro rozlišování velkých strukturních jednotek, jako jsou štíty a zvrásn ná poho í r zného stá í.

- 186 (218) -

GEODYNAMIKA

Litologické složení strukturních jednotek zemské k ry odvozujeme z rozložení hornin na zemském povrchu, vrtných jader, pomocí úvah o geologické historii, petrogeneze povrchových hornin, geochemie a fyzikálních vlastností zjišt ných geofyzikálními metodami.

Strukturní modely zemské k ry . Nejjednodušší strukturní model je jednovrstevný. Používá se p i izostatických úvahách. Pro celou k ru se volí jedna, pr m rná hustota.

Obr 3.44. ty i rychlostní rozsahy odpovídající 1. svrchní, 2. spodní k e, 3. anomální k e nebo plášti, 4. svrchnímu plášti (podle C.L. Drake aj.E. Nafe, 1968) Seismická m ení bývají interpretována modelem dvojvrstevným, s vrstvou granitickou a bazaltovou, které jsou od sebe odd leny Conrádovou diskontinuitou. Ruští seismologové dávají p ed tímto modelem p ednost model m složit jším (obr. 44), ale sou asn též reáln jším geologicky. Na základ rychlostních profil interpretují v r zných podmínkách k ru rozdíln . Vrstevnatý model Zem dopl ují dv ma vrstvami o snížené rychlosti, jinde naopak zjistili vrstvy o rychlosti vyšší. Jsou-li dva sousední rychlostní profily rozdílné, pak je k ra interpretována pomocí blok (obr. 3.44). Na základ geofyzikálních parametr rozeznáváme dva typy k ry i litosféry, oceánickou a kontinentální a dva typy plášt , stabilní a nestabilní. Na tomto základ provedl Brune (1969) tektonickou klasifikaci zemského povrchu, v níž vyd lil 4 hlavní skupiny, které uvádíme v tabulce.

- 187 (218) -


3.6.7.2 Profily zemskou k rou Na základ seismických m ení a hlavn hlubinné seismické sondáže (HSS) a dále tíhových a magnetických m ení byly konstruovány profily ( ezy) zemskou k rou. Jako p íklad uvádíme ez mezi ruskou kontinentální platformou a Východními Karpaty na obr. 11. K ra je vrstevnatá, roz len ná hlubinnými zlomy, které umož ují souvislost MOHO. Místy udávají rychlosti seismických vln, že MOHO m že být až 5 km tlustá. Zcela nový obraz poskytují reflexní seismické profily s delší dobou registrace . Na ukázce je trans-Apeninnský profil zachytávající velmi složitou stavbu litosféry mezi Apeninami a Sardinii (Obr. 3.45). Z eteln je patrný rozsah a deformace celého alpinského orogénu, v etn „detachmentu“ (odd lení vrchnokorových ástí) i ástí p vodn subdukující desky. Z oblasti oceán uvádíme starší profil na obrázku 3.46 a to ez k rou Atlantického oceánu v rovníkové oblasti. Na dalším obrázku (obr. 3.47) jsou uvedeny 3 z možných interpretací st edoatlantského h betu, které všechny vyhovují tíhovým anomáliím a výsledk m refrak ní seismiky.

Obr. 3.45. Komplexní geologi-cký ez nap í Apeninami podle firemních materiál AGIP. V prostoru Tyrrenej-ského mo e vystupuje asteno-sféra do nejvyšších ástí litosféry a korová ást je zten ená na minimum.

- 188 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.46.

ez k rou Atlantského oceánu (podle D.E.Karig 1970)

Obr. 3.47. T i z ady možných interpretací Bouguerových anomá-lií (anomální pláš byl ur en seismicky) p es sev. ást st edoatlant-ského h betu. (Podle Talwani et al. 1965) Tabulka 9: Tektonická klasifikace zemského povrchu Typ k ry

Tektonická Moccharaktenost ristika k ry (km)

Pn

Tepelný tok (km/s) ( kal/c m2s)

BouGeologické projevy guerovy anomálie (mgl)

1. Kontinentální k ra nad stabilním plášt m štíty

stabilní až 35 – 38 8,2 – 0,7 velmi sta8,3 1,2 bilní

– -10 až - málo sediment , 40 výchozy batolit prekambrického stá í

2. Kontinentální k ra nad nestabilním plášt m orogenetické oblasti

velmi sta- 30 - 55 7,8 – probilní 8,0 m nný (0,7 2,5)

-200 až recentní zlomy, vulkanismus a intruze, -300 vertikál. pohyby, – velké pr m. p evýšení

- 189 (218) -


ostrovní oblouky

7,4 – pro7,8 m nný (0,7 4,0)

–

-50 až + 100

intenzivní vulkanismus, zlomy, vrásn ní

3. Oceánická k ra nad stabilním plášt m oceánický basen

velmi sta- 11 bilní

8,1 – 1,3 8,2

+250 až +350

tenká vrstva sediment , lineární maget.anomálie

4. Oceánická k ra nad nestabilním plášt m oceánické nestabilní h bety a p íkopy (nebyly dosud dosta-te n prozkoumány)

10

7,4 – vysoký +200 7,6 a pro- až m nný +250 1,8 – 8,0

Aktivní bazal-tický vulka-nismus, málo nebo žádné sedimenty

V roku 2000 byla korová ást litosféry byla prom ena v rámci celosv tového projektu CELEBRATION. Byla získána sí seismických profil , které umožují pom rn detailn studovat rychlostní pom ry a charakteristiky až do hloubky cca 60km. V sou asnosti se objevují prvé výsledky a lze o ekávat ur ité zp esn ní nejen informací o fázových zm nách na MOHO, ale i o st edních úrovních litosféry. Ukázka jednoho z prom ených profil p es východní Karpaty je na obrázku 3.48. Existují i oblasti velmi problematické z hlediska rozlišení typu struktury, a to p es to, že v dané oblasti jsou dispozici komplexní a z hlediska plošného i velmi „husté“ datové podklady. Nap íklad stále se vede spor o tom zda rift Mrtvého mo e je skute n – rift, anebo transkurentní systém, který írí pohyb Arabské litosferické desky. Na obrázku 3.49 je litosférický ez nap í touto strukturou. Na povrchu je z etelný grábenová propadlina a na stovky kilometr je sledovatelná hrana hlavního zlomu (master fault). V celé zón se objevují obrovské masy druhohorního až kvartérního bazaltoidního vulkanismu což dokládá, že daná oblast byla po celou dobu jednou z nejdynami t jších struktur v této oblasti. Pozornost a pro porovnání se stavbou Západních Karpat m že sloužit seismický profil protínající centrální ást Alp (obr. 3.50).

- 190 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.48. Seismický ez CEL05 z projektu CELEBRATION 2000 (z materiál ELGI).

Obr. 3.49. Tektonické schéma a litosférický profil p es oblast tektonického systému Mrtvého mo e. Na povrchu je z etelný grábenová propadlina a na stovky kilometrú je sledovatelná hrana hlavního zlomu (master fault) - 191 (218) -


Obr. 3.50. Interpretovaný seismický profil p es centrální ást dokumentuje kolizní stav po likvidaci oceánu Tethys a následné kolizi typu kontinentkontinent mezi Euroázijskou a Africkou deskou.

3.6.8

Rozhraní litosféra - astenosféra

Rozhraní litosféra-astenosféra se v sou asnosti považuje za nejvýznamn jší z hlediska dynamiky litosféry. Výše je ukázano, že veškeré silové vlivy vychází z astenosféry, v etn generování tepla a výstupu magmat z hloubek až 900km (kimberlity, karbonatity). Výzkum tohoto rozhraní vychází p edevším ze seismologických a magnetotelurických dat. Výzkum anizotropie litosféry je založen na výzkumu reziduií seismických vln, které p i pr chodu nehomogenitami se zpož ují (obr. 3.51).

Obr. 3.51. Schéma znázor ující pr chod a zpožd ní seismické vlny p es oblast anomálních rychlostí v litosfé e.

- 192 (218) -

GEODYNAMIKA

Na podobném principu, avšak s v tší hustotou registra ní sít jsou založeny tomografické výzkumy litosféry. Na základ t chto dat je pak možno pom rn dob e stanovit nejen lokalizaci t chto nehomogenit, ale i jejich rozsah. Ukázkou m že byt Spakman v model litosféry v prostoru Karpat (obr. 3.52).

Obr. 3.52. Tomografický záznam na profilu p es Alpsko-Karpatské orogénní pásmo (podle Spakmana, 1997). A) plošný ez na hloubkvé úrovni 600km; B) vertikální ez zachycuje vertikální nízkorychlost-ní prost edí pod oblastí Vrancea a centrální ástí Panonské pánve Pro každý orogén je sestavena ada geologicko-geofyzikálních litosférických profil sestavených ze všech dostupných dat. P íkladem m že být sestavený transkarpatský litosferický profil (Obr. 3.53) podél seismického a magnetotelurického profilu 2T. Celý profil byl verifikovaný na základ tíhových a magnetických údaj .

3.6.8.1 Litosféra – a kde jsou problémy? Položíme li si otázky – Co je to litosféra? Co si pod tím umíme p edstavit? Jak a ím je spodní ást k ry tvo ena a formována? Nebo jaká bude další orientace výzkumu princíp globální tektoniky desek zjistíme, že odpov najdeme v doposud publikovaných modelech a laboratorních experiment . Ze studia celé problematiky dynamiky litosféry, zjistíme, že se v tšinou odvozují a p enáší r zné modely a hypotézy z oblasti do oblasti, n kdy z neznalosti všech existujících dat, nebo bez ohledu na skute né poznatky. To m že na ur itou dobu deformovat úsilí a výsledky dalších expertních skupin. Deskový tektonický model byl pozoruhodn úsp šný ve zhodnocení kinematiky povrchových ástí litosféry. Klí ovým prvkem deskové tektoniky je popsání rigidní sko ápky litosféry, rozd lením na jednotlivé desky, ur ení kinematických parametr jedné desky v i druhé, poznání konvek ních mechanism .

- 193 (218) -


Obr. 53. Litosferický model sestavený na základ komplexní interpretace geofyzikálních a geologických dat podél seismického profilu 2T (Pospíšil, 2004). Podle existujících model popsaných výše, litosferické desky jsou ovliv ovány procesy odehrávajícími se v oceánech; pod oceánickými h bety a poná ejícími se ástmi pod kontinenty resp. ostrovními oblouky na subduk ních zónách.(La Pischon et al.,1988; Dewey, 1972). Proto se litologické a petrografické charakteristiky litosféry považují za hlavní prvky pro pochopení dynamických proces vn jších ástí Zem . Pro studium a analýzu podmínek v litosfé e se využívají r zné kritéria, které umož ují definovat elastické a flexurální vlastnosti litosféry, odvodit a po ítat z povrchových zm n deformace do úrovní mocnosti 20 – 30km, analyzovat tepelné pom ry v litosfé e do 100km, zjiš ovat p echodové zóny spojené s nízkorychlostní vrstvou (LZV – Low velocity zone) nebo vysokovodivostním rozhraním (HCZ – High conductivity zone). Tyto zóny je možno sledovat až do nejspodn jších ástí astenosféry. P itom LZV je všeobecn považována, možná však nep esn , za identifikaci hranice litosféra – astenosféra. P edpoklad dvojice vrstev, vrchní mechanicky pevn jší, rigidn jší v podloží s plastickou vrstvou je základnem teorie tektoniky desek. Neexistuje však všeobecný souhlas s fyzikální podstatou proces odehrávajících se v jejich hranicích. Podstata fyzikálních charakteristik spodní ásti litosféry z stává rovn ž neobjasn na. Pozorování základních parametr seismických vln a magnetoteluriky nedovolují detailní vertikální rozlišení pot ebné pro d kladné poznání dynamiky v této úrovni. Ob metody poskytují nep ímé fyzikální parametry a umož ují pouze odhadovat procesy a struktury v litosfé e a hledat jejich korela ní vztahy (obr. 3.54). Zmín ná aplikace tomografie na „prosvícení“ konkrétních oblastí a úrovní vzbuzuje velkou nad ji a optimismus.

- 194 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.54. Závislost mezi zjišt nými hloubkami vodivostních rozhraní tepelným tokem v oblasti Panonské pánve (podle A. Ádám, 2006)

3.7

KONTINENTÁLNÍ DRIFT

Když byly v 17. a 18. století dostate n p esn zmapovány obrysy kontinent , poukazovali n kte í u enci (nap . Francis Bacon 1620) na podobnost tvaru kontinent uzavírajících Atlantský oceán. V pr b hu 19. století byla shromážd na ada objev , ukazujících, že na protilehlých stranách oceán jsou na n kolika místech identické horniny, fosilie atd. Vážný pokus o vysv tlení všech t chto podobností pomocí driftu kontinent u inil r. 1910 F.B.Taylor a po n m r. 1915 A. Wegener. Jeho publikace „Vznik pevnin a oceán “ doznala sice zna né popularity, širokou geologickou ve ejností však uznána nebyla. Wegener p edpokládal, že v karbonu tvo ily všechny kontinenty jediný superkontinent, který nazval Pangea. B hem jury se tento superkontinent za al rozšt povat. Jižní kontinenty se pohybovaly bu na západ nebo k rovníku nebo obojí. K rozd lení jižní Ameriky a Afriky došlo v k íd (p ed 70 miliony roky). Wegener p edpokládal, že kontinenty byly uvedeny do pohybu silami souvisejícími s rotací Zem . Bloky lehkých granitických hornin prorážely si cestu t žšími bazalty oceánického dna jako gigantické lodi, vytvá ejíc za svou „zádí“ nové oceány. Tak vznikl Indický a Atlantský oceán.

Mobilistická i driftová koncepce vyvolala velký odpor u tzv. stabilist i fixist . Jedna fixistická teorie p edpokládala, že p vodn žhavá Zem p i ochlazování zmenšovala sv j objem a tak vznikly tangenciální síly, které vyvrásnily poho í. Naproti tomu jiná teorie uvažovala rozpínání zemského t lesa, p i n mž došlo k roztrhání p vodn souvislé kontinentální k ry a ke vzniku oceán . Ruský geolog B lousov propaguje teorii bazifikace p vodn souvislé statické k ry, ímž dochází k r stu oceán na úkor kontinent . Oponenti kontinentálního driftu vedení význa nými geofyziky, jako Harold Jeffreys, argumentovali proti Wegenerov teorii hlavn to, že postrádá dostate né vysv tlení p í iny driftu a dále to, že fyzikální vlastnosti Zem nedovolu-

- 195 (218) -


jí horizontální pohyby kontinent . Vznesené d vody byly tak závažné, že Wegenerova teorie tém zapadla v zapomenutí. Je ironií osudu, že to byli geofyzikové, kte í b hem posledních 20 let získali nové poznatky (zejména v magnetismu, paleomagnetismu a seismice), které nejen oživily myšlenku kontinentálního driftu, ale daly jí i nový fyzikální výklad. Znovu byla studována tvarová podobnost kontinent , tentokrát pomocí po íta . Srovnávány byly nejd íve pouze jednotlivé skupiny kontinent . Jako nejvýhodn jší hrani ní ára mezi n kterými kontinenty vychází linie v hloubce 1 km, pro jiné 2 km. Shoda je dokonalá. Tak nap . mezi Afrikou a Jižní Amerikou se projevil nejv tší p ekryt pouze 270 km a to v delt eky Niger, což lze vysv tlit recentním p ír stkem kontinentu nánosy z eky. R. 1970 provedl R.S.Dietz a J.C.Holden novou geometrickou a geologickou rekonstrukci superkontinentu Pangea a pohyb jeho ástí tak, jak je p edpokládá driftová teorie (obr. 3.55). Uvažování stá í hornin pomocí radioaktivních izotop umožnilo provést srovnání kontinent podle stá í hornin. Na obrázku 56B,H jsou na kontinentech (v jejich poloze p ed driftem) zakreslena území se stá ím nad 1700 mil.let. Zdá se, že se koncentrují do dvou celk , které bychom mohli ztotož ovat s jádry Laurasie a Gondwany, i p vodními kontinentálními kratony. Jednotlivé kratony jsou obklopeny a vzájemn od sebe odd leny mladými horskými pásmy. Kontinentální drift nastal zhruba p ed 200 mil. let. Co bylo p ed tím, nevíme. Ze studie uvedené na obr. 56 však n kte í auto i soudí, že je nepravd podobné, že by v období mezi 200 mil. až 1700 mil. let došlo k rozšt pení starých kraton na ásti a k jejich novému nahlou ení do p vodní vzájemné polohy. Drift celých kraton však lze p edpokládat a tím, že se p ed 200 mil. let k sob p iblížily poprvé, aby vytvo ily Pangeu. Pro p eddriftovou souvislost kontinent se uvádí celá ada kritérií geologických, paleontologických i paleomagnetických. Tak nap . pro Gondwanu, tj. p vodní prapevninu (zahrnující dnešní Jižní Ameriku, Afriku, Indii, Austrálii a Antarktidu) jsou to zejména svrchnokarbonské zaledn ní (obr. 3.55D), prekambrické tektonické struktury, paleontologické nálezy glossopteridové flóry na pevninách jižní polokoule a nálezy plaza rodu Lystrosaurus triasového stá í (obr. 3.55C-H), v Antarktid . Je t žko p edstavitelné, že zaledn ní nebo paleontologické nálezy se sou asn nalézaly v tak rozdílných zem pisných ší kách, jako má dnešní Indie a Antarktida, i aby zví ata (ješt i) velká jako ovce (Cynognatus, Mesosaurus, Lystrosaurus) se rozši ovala p es rozsáhlé vodní plochy. Zcela nezávislé údaje o driftu poskytuje paleomagnetismus . Vhodn vybrané vzorky hornin r zného stá í ukazují, že sm r jejich remanentní magnetizace je jiný, než kdyby byly namagnetovány v dnešním magnetickém poli Zem . Mezi inklinací I a geomagnetickou ší kou (geomagnetická a zem pisná ší ka jsou velmi p ibližn totožné) platí vztah tg I = 2 tg

- 196 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.55. Wegennerem provedená rekonstrukce kontinent a sou asné rozložení hlavních litosférických desek. Nálezy paleozoických až triasových zkamen lin (C až H).Jádro Gondwany a Laurasie tvo í horniny starší než 1700 mil. let (H); Sm ry pohyb ledovc , paleomagnetický pól a hranice zaledn ní ve svrchním karbonu (I).

Ze sm ru vektoru remanentní magnetizace lze též ur it sm r ke geomagnetickému pólu. Z daných údaj lze tedy rekonstruovat polohy paleopól pro jednotlivá geologická období vzhledem k dnešní geografické síti. Posun pól m že být zp soben: 1. pohybem ástí nebo celé zemské k ry v i nem nné poloze magnetického pólu (pop . nem nné ose rotace Zem ; 2. p emís ováním magnetického pólu vzhledem k nem nné poloze zemské k ry. Prvé ucelené paleomagnetické výsledky, konkrétn - vektory remanentní magnetizace platící pro Sev.Ameriku, Evropu, Indii a Austrálii byly získány v 70 letech (Blackett et al., 1969). Po átek vektoru je posunut vždy do odpovídající paleomagnetické ší ky, sm r nebyl upraven. Kdyby se s asem m nila poloha magnetického pólu, musely by být ve stejném ase u všech kontinent zm ny zem pisné ší ky stejné a vektory by m ly (na globu) sm ovat do stejného místa. To však neplatí. Je tedy nutno p edpokládat, že kontinenty m nily svoji zem pisnou ší ku a natá ely se samostatn . Zm ny zem pisné délky nelze ur ovat.V sou asné dob se ast ji zobrazují výsledky paleomagnetických m ení tak, že do sou asné grafické sít s kontinenty zakreslujeme paleomagnetické póly, které spojujeme plynulou arou, aby bylo vid t jak se jejich poloha m nila. Na obrázku 3.56 jsou zobrazeny paleomagnetické vektory k ídových až miocénních hornin v prostoru Karpat.

- 197 (218) -


Obr. 3.56. Paleomagnetické vektory k ídových až miocénních hornin v prostoru Karpat. Mapa je dopln na o magnetické anomálie zdroj v p edterciérním podloží a t etihorních vulkanit (Nem ok et al., 2006).

3.8

TEKTONIKA LITOSFÉRICKÝCH DESEK

Teorie kontinentálního driftu a rozpínání mo ského dna byly základními kameny pro koncepci tektoniky litosférických desek (plate tektonics), která je novou globální tektonikou . Tato teorie p edpokládá, že povrchová ást Zem se skládá z n kolika rigidních blok , které jsou ve vzájemném relativním pohybu (obr. 3.57). Bloky sahají do hloubky kolem 100 km a klouzají po astenosfé e. Vlastní teorie tektoniky litosférických desek se vyvinula tedy z p edstav nar stáni mo ského dna a její základní koncepci navrhli D.P. MacKenzie, R. L. Parker a W. J: Morgan. Základní idea spo ívá v tom, že nejsvrchn jší vrstva pevné Zem , která tvo í litosféru (0 - 100) km, je podrobena silným deformacím pouze podél relativn úzkých, mobilních pás . Tyto pásy rozd lují litosféru do šesti hlavních desek: africké, euroasijské, americké, tichooceánské, indické a antarktické (obr. 3.57). Litosférické desky jsou efektivn tuhé, nepodléhají významným deformacím a jsou schopné p enášet síly na velké vzdálenosti. Relativní pohyby desek jsou umož ovány vrstvou nízké viskozity, tzv. astenosférou. Tato vrstva se nachází v plášti t sn pod litosférou se svrchní hranicí v hloubkách (80 - 120) km a zasahuje do hloubek (200 - 750) km. Astenosféra - 198 (218) -

GEODYNAMIKA

byla objevena na základ analýzy pr b hu rychlosti seismických vln ve svrchním plášti. Projevuje se jako oblast snížených rychlostí seismických vln P a S. Snížení rychlosti seismických vln a plastické chování astenosféry se vysv tluje tím, že v této oblasti probíhá k ivka teplot nad k ivkou tání bazalt , které vyplují v plášti prostor mezí krystaly peridotit . Astenosféra se chová jako plastické t leso v i dlouhodobým sílám, avšak ší ení krátkoperiodických st ižných seismických vln astenosférou je možné. Vlivem natavení bazalt dochází ke snížení rychlosti a ke vzr stu útlumu seismických vln. Pon vadž k ivka pr b hu teplot s hloubkou je regionáln závislá, m ní se s místem hloubky horní a dolní hranice astenosféry, avšak existence astenosféry je globální jev.

Obr. 3.57. P ehledná mapa litosférických desek (USGS) Hranice litosférických desek byly stanoveny podle pás zvýšené seismicity. Existují t i základní typy hranic (obr. 3.6b) a) Extenzívní (divergentní) hranice, na které normálové složky sil p sobících na desky mí í sm rem od hranice, b) Kompresní (konvergentní) - normálové složky sil sm ují ke hranici. Podél extenzívní hranice se symetricky na ob strany vytvá í nová oceánská litosféra, zatímco podél konvergentních hranic se litosféra asymetricky poná í do plášt (subdukce). Tento typ hranice bývá doprovázen oceánskými p íkopy, vznikem ostrovních oblouk a tektonickou aktivitou okraje kontinent (nap . alpinskohimalájský horský pás). c) T etím typem hranice jsou transformní zlomy. Jejich objev je jedním z d ležitých výsledk výzkumu magnetických anomálií v severovýchodní ásti Tichého oceánu. Interpretaci podal J. T. Wilson; vymezil 10 typ transformních zlom . Pohyb tuhých desek po povrchu koule se ídí specifickými zákony, které studoval již L. Euler v r. 1776. Tuhé desky vykonávají rotace a rychlost jejich pohybu je v = Ω x r, takže kinematiku desek lze popsat nalezením os rotace a rychlosti rotace Ω. Geometrii a kinematiku litosférických desek popsal X. Le Pichon a W. J. Morgan. Litosférické desky jsou aseismické. Avšak hranice mezi deskami se projevuje zvýšenou seismicitou. M že mít r zný charakter: 1. ráz riftových zón v st edooceánských h betech, kde dochází k rozpínání a tvorb nové zemské k ry, - 199 (218) -


2. ráz hlubokomo ských p íkop , což jsou subduk ní zóny, v nichž dochází k destrukci k ry a jejímu pohlcení do plášt , 3. ráz pruh mladých vrásových poho í, kde p i kolizi dvou blok dochází ke zdu ení k ry, 4. ráz hlubinných zlom (st ihu), podle nichž nastávají p í né posuny; zde ani nová k ra nevzniká, ani nezaniká, ani nem ní svoji mocnost. N kdy m že být ráz hranice kombinovaný, nap . hlubokomo ský p íkop a mladé vrásové poho í (Peruánsko-chilský p íkop a Andy). Každý litosférický blok má sv j vlastní pól a osu rozpínání.V Morganov pojetí globální tektoniky z r. 1968 je definováno 20 blok a jejich póly rozpínání. Le Pichon ve stejném roce generalizoval celkový obraz; stanovil pouze blok 6. Otázka len ní blok není dosud jednozna n uzav ena, jak je vid t z obrázku 3.57. Vznikání nové k ry na jedné stran bloku a její pohlcování na jeho stran druhé nutn vyžaduje, aby uvnit zemského t lesa existoval protiproud, který udržuje hydrostatickou rovnováhu. Jedna z možných schémat p esunu materiálu jsou znázorn na na obr. 3.58. Je-li rychlost této cirkulace alespo 0,1 cm/rok, pak je též hlavním initelem p i transportu tepla.

Obr. 3.58. R zné modely pro tok materiálu v nízkorychlostní vrstv (NRVoranžová). a) protiproud v NRV, b), c) cirkulace v NRV má stejný sm r. Mechanismy, které mohou zp sobovat pohyb litosférických desek, jsou to: 1. pohyb zp sobuje konvek ní proud v plášti (nap . jak je znázorn no na obr. 29, 58), který blok unáší, 2. studená litosférická deska má v tší hustotu než astenosféra a proto její zabo ený konec táhne za sebou celý blok,

- 200 (218) -

GEODYNAMIKA

3. od st edooceánského h betu se povrch nízkorychlostní vrstvy mírn svažuje k subduk ní zón a dochází ke gravita nímu klouzání bloku, 4. dva bloky jsou od sebe odtla ovány magmatem z astenosféry v prostoru riftu. 5. p i pono ování litosféry do subduk ní zóny se tato bu musí zak ivovat nebo musí docházet ke gravita nímu rozlámání systémem vertikálních zlom , kde dochází k m lkým zem t esením.

3.8.1

TEKTONIKA

Hlubinné tektonice je v geologii v nována zna ná pozornost. Teoretické problémy vzniku a vývoje hlubinných zlom jsou ešeny jednak na základ endogenních geotektonických koncepcí (tj. v první ad hypotézy konvek ního podkorového proud ní, kontrak ní a expanzní hypotézy), jednak na podklad teorií planetologických (p edevším rota ní hypotézy). O prvé skupin jsme stru n pojednali výše. Proto je na míst seznámit se s principem zmín né rota ní hypotézy. Nejd íve však bude vhodné definovat hlubinný zlom, pro n jž se v geologické literatu e používá celá ada p íbuzných termín : planetární zlom, hlubinná tektonická zóna, lineament, geosutura, geofraktura, p ípadn další. Z geotektonického hlediska ozna ují tyto termíny primární disjunktivní zlomové struktury zemské k ry s hlubinným dosahem desítek až stovek kilometr , vyzna ující se lineárním pr b hem na stovky až tisíce kilometr , životností p etrvávající délku geologických epoch a stálostí azimutální orientace v souvislosti s jejich vznikem. Z geofyzikálního hlediska mají tyto znaky (Chain, 1964); náhlá zm na úrovn Conradovy a Mohorovi icovy diskontinuity stanovené seismickou hlubinnou sondáží, zóny zvýšených gradient izanomál tíže (gravita ní stupn ), lineární kladn magnetické anomálie, lineární rozložení ohnisek hlubokých zem t esení. V.E.Chain (1964) dále d lí hlubinné zlomy podle dalších kriterií, z nichž uvedeme jen dv : 1. D lení podle hlubinného dosahu: a) ultrahlubinné, vznikající v hloubce 400 – 700 km, b) hlubinné zlomy (s.s.), dosahující hloubky 100 – 300 km, c) korové zlomy, pronikající do podloží k ry a do kanálu nízké rychlosti; 2. D lení podle úlohy ve vymezování velkých hlubinných struktur zemské k ry. ím v tší struktura, tím v tší hlubinný dosah podle prvého zp sobu d lení. Tak nap . tzv. perioceánské zlomy, odd lující pevniny od oceán , jsou sou asn zlomy ultrahlubinnými. Leží v cirkumpacifickém pásu, což je zóna nejv tších a nejhlubších zlom zemské k ry. Druhým takovým pásem hlubinných zlom je zóna alpsko himalajského orogénu ( i st edomo sko-himalájská zóna i tethydní pás). H. Benioof (1954) d lí hlubinné zlomy na:

- 201 (218) -


1. oceánské sahající do hloubek 550 – 700 km se sklonem kolem 610; 2. okrajové ležící podél okraj kontinent o sklonu asi 330; n kde v hloubce 300 km se sklon m ní na 600; dosahují hloubky až 650 km. Podle výsledk prací mnoha autor zabývajících se hlubinnou tektonikou je zd raz ována existence dvou základních planetárních systém hlubinných zlom : systém S-J, V-Z (ortogonální); 2. systém SV-JZ, SZ-JV (diagonální). O vysv tlení této zákonitosti se pokoušela celá ada teorií. Samostatným sm rem je v tomto ohledu studium rota ní dynamiky Zem . Již nejstarší aplikace rota ní dynamiky Zem se snažily ji spojovat s horotvornými procesy. Podle t chto názor je zdrojem energie orogenetických proces rotace Zem a její zm ny, p edevším sekulární zpomalování. V d sledku toho se mladá pásemná poho í rozkládají na Zemi zcela pravideln v oblasti rovnob žek 350 až 400. Využívat nerovnom rností zemské rotace se stalo velmi opodstatn ným zejména na základ moderních astronomických m ení, která pomocí k emenných a pozd ji atomových hodin zjistila, že krom sekulárního zpomalování rotace (0,015 sec za století) existují také ro ní a 10 až 11 leté periodické zm ny zemské rotace. Všimn me si nyní blíže, jak mohou zm ny rychlosti rotace Zem deformovat Zemi jako elastické t leso. Jak víme, má Zem vlivem rotace zplošt lý tvar; p ibližn je to elipsoid. P i zrychlování rotace se elipsoid zploš uje, p i zpomalování se jeho tvar blíží kouli (obr. 3.59). P i zm n polárního zplošt ní se nejvíce m ní délka rovníku a kritických rovnob žek ± 620. Naproti tomu délka kritických rovnob žek ± 350 se nezm ní (obr. 3.60). Z toho též vyplývá, že plná deformující síla F má na rovníku a na pólech sm r radiální, kdežto na kritických rovnob žkách sm r tangenciální ve sm ru meridiánu (obr. 3.61).

- 202 (218) -

GEODYNAMIKA

Obr. 3.59: Distribuce tlak v Zemi následkem zm ny rotace (podle E.R.Schmidta 1948).

Obr. 3.60: Relativní zm ny délek rovnob žek dvou elipsoid r zného zplošt ní

Obr. 3.61: Deformující síla F a její složky FR (radiální) a FT (tangenciální). Studujeme-li rozložení nap tí podle ší ky i hloubky, vidíme, že jsou funkcí zem pisné ší ky a že s hloubkou vzr stají. K nap tím však nedochází pouze ve sm ru meridionálním, nýbrž i ve sm ru kolmém, tj. rovnob žkovém. Tak p i zv tšení zplošt ní dochází k rovnob žkovému stla ení vrstev ve vysokých ší kách (od pól do 35. rovnob žek s maximem na pólech) a sou asn rovnob žkové roztahování vrstev v nízkých ší kách (od 350 s.š. do 350 j.š. s maximem na rovníku). P i zmenšení zplošt ní je tomu naopak.

Princip deformace zemského elipsoidu vlivem zm n v rychlosti rotace objas uje n kolik základních geotektonických problém . Vysv tluje vznik ortogonálního systému (S-J, V-Z) planetárních hlubinných zlom a objas uje, - 203 (218) -


pro práv tento systém zlom má charakter p íkopových propadlin a zárove je spjat s elevacemi zemské k ry; jejich relativní hromad ní v rovníkových (východoafrické rifty, sundské p íkopy, amazonská deprese) a polárních oblastech. Dále objas uje genezi ekvatoriálních a meridionálních geosynklinálních systém v zemské k e, zejména tethydního systému, vázaného práv na oblast 350 – 400 zem. ší ky. Krom meridionálních a rovnob žkových tangenciálních sil existují ješt takové tangenciální síly, které v závislosti na sm ru radiálních pohyb (pokles a zdvih ) posunují hmoty bu k západu nebo k východu. Tyto síly vznikají p i zm nách lineárních rychlostí rotace, podmín ných bu zm nami úhlové rychlosti rotace, nebo zm nou rovnob žkového polom ru. K v kovým radiálním pohyb m relativn nejv tší amplitudy dochází na kritických rovnob žkách ± 620 (podle Katterfelda je na kritickém kruhu 620 s.š. zóna zdvih – tzv. epeirogenní kruh – s maximálním rozší ením kontinentální k ry, na kruhu 620 j.š. je zóna pokles – tzv. talassogenní kruh – s maximálním rozší ením oceánské k ry). P i obecné rotaci severní a jižní polokoule dochází k relativnímu zbrž ování severních zón nar stajícím od rovníku a pólu k rovnob žkám ± 620. Vzniká tak relativní horizontální posun obou polokoulí po „kolejích“ 62. rovnob žek, severní k západu, jižní k východu. Zemský povrch je vystaven ú inku torze okolo osy rotace, ímž je ovlivn n i sou asný geomorfologický plán zemského povrchu. P i náhlém zrychlení rotace vznikají v oblasti svrchních obal Zem setrva né síly a pohyby hmot v opa ném sm ru vzhledem k rotaci. Tím dojde k vzájemnému p sobení mezi konstantn existujícím rota ním p sobením a tlakem hmot k západu. Setrva né p sobení hmot na západ je jedním ze základních efekt tvorby struktur p i rotaci, nebo v d sledku t chto sil dochází k disjunkci zemské k ry práv v diagonálních sm rech. Jak je vid t, je rota ní dynamika schopna vysv tlit vznik dvou základních genetických skupin lineament zemské k ry: hlubinných zlom riftového charakteru i hlubinných planetárních st ih a jejich zákonitou prostorovou ortogonální a disgonální orientaci vzhledem k ose rotace Zem i s jejich odlišnou geotektonickou funkcí. V sou asnosti není schopna ovlivnit a skloubit p ístupy založené na principech globální tektoniky.

3.8.2

Sedimentární pánve

Desková tektonika p inesla radikální zm ny i v p ístupu a analýze sedimentárních pánví. Není v sou asnosti lépe rozpracovaná oblast jako sedimetologické zhodnocení, celosv tové porovnání jednotlivých typ pánví a jejich zákonitostí. Pro vývoj pánví v tšina klasifikací zd raz uje jako prvo adý Wi1sonov cyk1us (obr. 3.62) a v n m asové umíst ní pánve. Pod Wilsonovým cyklem se rozumí asové období zahrnující vnitrokontinentální rifto-genezí – otev ení a uzav ení oceánu subdukcí anebo kolizí. Vzhledem k rozsahu a množství typ - 204 (218) -

GEODYNAMIKA

pánví se zmíníme jen o základním p ístupu k d lení pánví a ukázce jedno typu klasifikace pánví – Ballyho A.W. a Snelsona S., 1980 (tabulka 1).

Fáze otvírání riftu oceánu

Fáze uzavírání Subdukce - kolize

Obr. 3.62. Schematické znázorn ní Wilsonova cyklu, který popisuje vývoj kontinentu a-b) kontinentální rift (otev ení k ry – zlomy a subsidence. c) zaátek otevírání oceánu, formování nové oceánické pánve. d) rozši ování oceánu a jeho lemovaní sedimenty na pasivním okraji kontinentu. e) Za íná subdukce oceánické litosféry na jedné stran pasivního kontinentu, uzavírání oceánické pánve (f) za tek tvorby orogénu na kontinent , g) oceánický bazén je zni en kontinentální kolizí, s dokon ením výzdvihu poho í. Ve stejném období za íná op t kontinentální rifting. Od asového umíst ní závisí pozice pánve v i litosférické desce. 1.

Pánve divergentních okraj , mezi které jsou za azené v tšinou i - 205 (218) -


vnitrokontinentální rifty jako p edch dci otevírání oceánu. 2.

Pánve konvergentních okraj spojených s B- subdukcí (spojená s ostrovním obloukem a okrajovou pánví)

3.

Pánve vázané na deskové okraje vymezené transformními zlomy a pánve na (duktilních) st ihových zónách,

4.

Pánve spojené s kolizí desek a se suturami;nekteré pánve na p edpolí orogénu, p edhlubn , p íkopy a pánve na st ihových zlomech,

5.

Kratónové pánve vznikající vnitrodeskovými procesy nebo reaktivací fosilních deskových okraj trasovaných lineamenty. Pohyby uvnit kraton jsou stimulované interakcí okraj desek.

Klasifikace pánví podle A. W. Ballyho a S. Snelsena Klasifikace pánví t chto autor je podrobn jší, s v tší škálou typ , než uvádí H. G. Reading (1. c.). Klasifikace A. W. Ballyho a S. Snelsena (1980) rozvíjí hlavní kritéria definované W. R. Dickinsenom (1971, 1974): typ k ry, pozice pánve v relaci k okraji litosférických dosek, i kontinentu a charakter interakce dosek. Pozice pánve udává teda i orienta ní vzdálenost pánve od místa této interakce, která m že být divergentní, konvergentní anebo st ihovozlomová. Za základné a hlavni kritérium zvolili auto i polohu pánve ve vztahu k deskovému okraji. Na litosfé e, na konvergentním okraji desek rozlišují perisuturové pánve, které lemují sutury kolizního anebo subduk ního typu, a pánve uvnit sutury - episuturové pánve. Klasifikované typy pánví uvádí tabulka 3.8. Klasifikace pánví A. W. Ballyho a S. Snelsena (1. c.) je prvou všeobecnou klasifikací zahrnující širší spektrum pánví. Na rozdíl od n kterých pozd jších klasifikací respektuje více hlavní typy k ry a neuvažuje se zm nami typ k ry v d sledku existence Wilsonova cyklu. Význam klasifikace je v respektovaní pánví, které zd dili starší struktury, tedy pánví s obnovenou anebo dlouhodobou subsidencí, i když subsidence prob hla v rozli ných tektonických podmínkách. Tyto aspekty jsou d ležité pro hodnocení ložiskových perspektiv i v hlubších statigrafických a strukturních úrovních.

Tabulka 3.8. Klasifikace pánví podle A. W. Ballyho a S. Snelsena (1980)

- 206 (218) -

GEODYNAMIKA

1. Pánve na rigidní litosfé e, nespojené s tvorbou megasutur 1.1. Pánve vázané na tvorbu oceánské k ry 1.1.1. Rifty 1.1.2. Pánve na oceánských transformních zlomech 1.1.3. Sedimenty oceánských abysálních plošin 1.1.4. Pánve na atlantickém okraji (šelf, kontinentální svah) p i rozhraní kontinentální a oceánské k ry a) pánve superponované na starý riftový systém b) pánve superponované na starý transformní systém c) pánve superponované na staré zaobloukové pánve typu 3.2.1.a 3.2.2. 1.2. pánve na p edmezozoické kontinentální litosfé e 1.2.1. Kratonové pánve a) na starších riftových grábenech b) na p vodní zaobloukové pánve typu 3.2.1. 2. Perisuturové pánve na rigidní litosfé e ve spojení s tvorbou kompresní megasutury

2.1. Hlubokomo ské p íkopy nebo grábeny na oceánské k e p iléhající k B-subdukci 2.2. P edhlubn a podložní platformní sedimenty a grábeny na kontinentální k re p iléhající k B-subdukci 2.2.1. Terasové (rampové) výstupy se skrytými grábeny se slabým zlomovým len ním 2.2.2. Terasové (rampové) výstupy se skrytými grábenem s dominantním zlomovým len ním 2.3. Pánve ínského. typu (t. j. ínského mo e) spojené se vzdálenými kernými pohyby vázanými na kompresní ú inky anebo tvorbu megasutury bez doprovodu A-subdukce

- 207 (218) -


3. Episuturové pánve v kompresní megasutu e 3.1. Spojené s B-subdukciou 3.1.1. P edobloukové pánve 3.1.2. Cirkumpacifické zaobloukové pánve a) zaobloukové pánve na oceánské k e (okrajová mo e s. s.) b) zaoblúkové pánve na kontinentální i intermediální k e 3.2. Zaobloukové pánve spojené s kontinentální kolizí a na konkávní stran A-subduk ního oblouku 3.2.1. Na kontinentální k e - typu panonské pánve 3.2.2. Na oceánské a p echodní k e - západomediteránního typu 3.3. Pánve spojené s episutúrovými st ihovými systémy zlom 3.3.1. Typu Great Basin 3.3.2. Kalifornský typ

3.9

Shrnutí

Stru ný výtah princip geofyzikálních metod, geodynamiky a teorie deskové tektoniky, dopln né o nejnov jší poznatky geo-disciplín p ináší v tomto modulu základní informace pro studium o stavb litosféry a dynamických procesech odehrávajících se na jednotlivých hloubkových úrovních litosféry. Je z ejmé, že v tomto modulu mohou být zohledn ny jen základní teze celé problematiky. Modul tedy p edstavuje vstupní u ební text do problematiky využití geofyziky p i výzkumu geodynamiky Zem . Kontrolní otázky Úkol 1: ím se zabývá geodynamika? Otázka 2: Jaké povrchové tvary a struktury tvo í kontinenty? Otázka 3: Vyjmenujte základní desková rozhraní – v etn anglické terminologie! Úkol 4: Jaký je zásadní rozdíl mezi vlnami typu P a S? Úkol 5: Vyjmenujte hlavní rychlostní rozhraní Zem podle seismologických dat! Úkol 6: Jaké se p edpokládají zdroje vnit ního tepla Zem ? Úkol 7: Co ovliv uje magnetické pole Zem ? Úkol 8: Jaké procesy tvo í geologický cyklus? Úkol 9: Popište,které kontinenty tvo í prakontinenty - Gondwana, Laurasie, Pangea! - 208 (218) -

GEODYNAMIKA

Úkol 10: Co zp sobuje vznik magnetických pásem s r znou polaritou na oceánické dn ? Úkol 11: o se považuje za zdroj energie konvekce? Úkol 12: Co p edstavuje MOHO rozhraní a jaký má význam pro poznání stavby litosféry? Úkol 13: Popište rozhraní litosféra-astenosféra a ur ete ím se liší oceánická a kontinentální litosféra! Úkol 14: Popište princip kontinentálního driftu! Kde a na základ dal vysv tlení základního principu?

eho po-

Úkol 15: Na jakých principech je postavena teorie tektonických desek? A jaké základní rozhraní desek rozlišujeme? Úkol 16: Jaké mechanizmy zp sobují pohyb litosférických desek?

3.10 Studijní prameny 3.10.1 Seznam použité literatury ÁST GEOFYZIKA [1]

Andreev, B.A. , Kljušin, I.G. (1965): Geologi eskoje istolkovanie gravitacionnych anomalii. Moskva, Nedra.

[2]

Beránek , B. (1964): On Some Properties of Formulae for Calculating Second Derivatives of Gravity. Geofyzikální sborník XII, Praha, Academia.

[3]

Bulach, E.G. , Ržanicyn, V.A., Markova, M.A (1976): Primenenie metoda minimizácii dlja rešenija zada strukturnoj geologii po dannym gravirazvedki. Naukova dumka, Kijev.

[4]

Bullen, K.E. (1953): Introduction to the Theory of Seismology, Cambridge University Press.

[5]

Burger, H. R. (1992): Exploration Geophysics of the Shallow Subsurface. Prentice Hall P. T.

[6]

Burša, M., P , K. (1988): Tíhové pole a dynamika Zem . ACADEMIA, Praha.

[7]

Daniel, J. et al. (1996): Geochemický atlas Slovenska. rodná radioaktivita hornin. GS SR, Bratislava.

[8]

GÚ – Praha (1976): Instrukce pro gravimetrické mapování v m ítku 1: 25 000. Vydal GÚ Praha, vytiskla reprodukce n.p. Geofyzika Brno, pp. 91.

[9]

Gamburcev, G.A. (1936): Prjamie metody interpretacii. Sbor. Prikladnaja Geofyzika No. 1.

[10]

Gruntorád, J. a kol. (1985): Principy metod užité geofyziky. SNTL/Alfa, Praha.

- 209 (218) -

as IV. - Prí-


[11]

Gruntorád, J., Karous, M. (1972): Geoelektrické metody pr zkumu, I. Stejnosm rné metody. Praha, SNP.

[12]

Herrmann, H. (1984): N které možnosti po íta ového zpracování a interpretace tíhových dat. P ímá a obrácená úloha: Modelování Prizmaty. Archiv Geofyzika Brno a.s.

[13]

Höschl, V. (1983): Nová modifikace ešení obrácené gravimetrické úlohy pro dvojrozm rná t lesa. Problémy sou asné gravimetrie. Praha.

[14]

Hrách, S., Skopec, J. (1976): Seismický pr zkum I. Praha, P írodov decká fakulta UK.

[15]

Hron, J., Mazá ., O. (2001): Uplatn ní geofyzikálních metod v hydrogeologii. EGRSE - International Journal of Exploration Geophysics, Remote Sensing and Environment, ro ník VIII. 1-2. Brno.

[16]

Hruška, J., ermák, J. and Sustek, S. (1999): Mapping tree root systems with ground- penetrating radar. – in Tree Physiology 19, pp. 125 – 130. Heron Publishing-Victoria, Canada.

[17]

Hruška, J., Hubatka, F. et. al. (2002): Geofyzika a.s., Division of General Geophysics, Je ná 29a, Brno, Czech Republic.

[18]

Chapelier, D. (1987): Diagraphies appliquées a l´ hydrologie, TEC&DOC, Lavoisier, Paris.

[19]

Chudoba, V, Šimon, Z. and Träger, L. (1960): Messungen mit dem Gravimeter Gs 12 in den Gravimetergrundlagen der Tschechoslowakischen sozialistischer Republik. Geofyzikální Sborník.

[20]

Jung, K. (1961): Schwerkraftverfahren in der angewandten Geophysic. IAEA (1990): The use of gamma ray data to define the natural radiation environment. Vienna.

[21]

Ibrmajer, J. a kol. (1989): Geofyzikální obraz SSR. SEV, Praha. International Journal of Exploration Geophysics, Remote Sensing and Environment: ro ník VIII. No. 1-2/2001. Brno.

[22]

Jacobs, J., A., Russell, R., D., Wilson, Tuzo, J. (1959): PHYSICS GEOLOGY. Mc GRAW-HILL BOOK COMPANY, Inc., Toronto, London, New York.

[23]

Kozjakova, K. Ja. (1964): Etalonirovanije kvarcevych gravimterov a gorizontalnoj krutilnoj ni ju. Trudy Institutu Fyziki Zemli, No.31.

[24]

Królikowski, Cz. (1955): Pilna potrzeba zmiany systemu grawimetrycznego w Europie rodkowo – wschodniej. Przeglad Geologiczny, p. 412, Vol.43, 1995/5.

[25]

LaCoste & Romberg (1997): General Catalog. Austin, Texas.

[26]

Last, B.J., Kubik, K. (1983): Compact gravity inversion. Geophysics, Vol. 48, No.6.

[27]

Lillie, R.J. (1999): Whole Earth Geophysics, Prentice Hall, New Jersey.

[28]

Linsser, H. (1967): Investigation of Tectonics by Gravity Detailing. Geophysical Prospecting, Vol. XV, No.3. pp. 480-516. - 210 (218) -

GEODYNAMIKA

[29]

Mareš S., et al. (1979): Úvod do užité geofyziky. SNTL a ALFA. Praha.

[30]

Mareš, S. a kol. (1983): Geofyzikální metody v hydrogeologii a inženýrské geologii. SNTL/Alfa, Praha.

[31]

Mottlová. L. (1970): Precision degree of the solution of direct gravimetric problem on electronic computer, using the method of vertical rectangular prisms. Sbor. Geol. V2d, 5ada UG 9, pp. 95 –102, Praha.

[32]

Morelli, G. (1967): First order World Net. International Association of Geodesy. Lucerne.

[33]

Nettleton, L.L. (1940): Geophysical Prospecting for Oil. New York, Mc Graw -Hill Book Co.

[34]

Ochaba, Š. (1986): GEOFYZIKA. Základy fyziky Zem a jej okolia. SPN - Bratislava.

[35]

Pazdírek, O., Bláha, V., Beneš, L., Šafránek, V., Man, O., Zima, L., Kn z, J.G. (1995): QUOVADIS, DC RESISTIVITY? New way in Direct Current Resistivity Field Acquisition Technology. EGRSE - International Journal of Exploration Geophysics, Remote Sensing and Environment, ro ník II.2. , Brno.

[36]

Pick, M., Pícha, J. , Vsko il, V. (1973): Úvod ke studiu tíhového pole Zem . Praha, Academia.

[37]

Pospíšil, L, Sutora, A. (2002): PRAKTICKÁ GEOFYZIKA, U ební texty pro geodety, GRAVIMETRIE. Akademické nakladatelství CERM, s.r.o. Brno.

[38]

Prášil, Z. a kol. (1991): Užite né zá ení. Nuklin, Praha.

[39]

Pylajev, A.M (1968): Rukovodstvo po interpretacii vertikalnych elektri eskich zondirovanij. Moskva, Nedra.

[40]

Robinson, E. S. and Coruh ,C. (1988): Basic Exploration Geophysics, John Wiley.

[41]

Ryšavý, J. (1949): Nižší geodézie 2. vyd. NT Praha.

[42]

Scintrex Ltd.: CG-2 Gravity Meter. Instructional Manual.

[43]

Skopec, J. et al. (1971): Seismika IV. Praha, P írodov decká fakulta UK.

[44]

Sheriff, R.E. (1989): Geophysical methods, Prentice Hall, N.J.

[45]

Schenková, Z. Schenk, V., Zahradník, J. (1983): Studium zem t esného ohrožení v eskoslovensku. eskoslovenský asopis pro fyziku, .5, pp. 496 –504.

[46]

Schenk, V., and Schenková, Z. (1997): Maps of Seismic Zones in Recent Czech National Codes. Journal of Exploration Geophysics, Remote Sensing and Environment: ro ník IV. No. 2/1997, Brno.

[47]

Stancey, F.G. (1969): Physics of the Earth. New York – London – Sydney - Toronto, John Wiley and Sons.

- 211 (218) -


[48]

Švancara, J. (1996): Nová definice Bouguerovy anomálie. Explicitní tvar.

[49]

Švancara, J. (1980): Výpo etní programy z oboru užité gravimetrie – ást 12: Obrácená úloha užité gravimetrie. MS. Geofyzika n.p. Brno.

[50]

Smíšek, M., Plan ár, J., Kršák, J. (1969): Computation of the gravity effect of the three-dimensional bodies of arbitrary shape. Contribution of the Geoph. Inst. Of the Slovak Academy of Sciences, vyd. SAV, Bratislava.

[51]

Telford, W. M., L. P. Geldart, and R. E. Sheriff (1990): Applied Geophysics, 2nd ed., Cambridge University Press.

[52]

Texas Instruments Inc. (1975): Worden Gravity Meter Operating Instructions. Houston, Texas.

[53]

Tjapkin, K.F. (1968): Grafi eskie gravitacionnych anomalij. Nedra.

[54]

Uspenskij, D.G. (1968): Gravirazvjedka. NEDRA – leningradskoje otdelenije.

[55]

Válek , R. (1969) : Gravimetrie III. – “ P ímá a obrácená úloha“ “ Tíhové pole Zem a jeho anomálie“. U ební texty vysokých škol, Univerzita Karlova v Praze. Státní pedagogické nakladatelství, pp. 311.

[56]

Válek R., et. al. (1969): GRAVIMETRIE II. – u ební text pro postgraduální studium pracovník .

[57]

Válek, R., et. al. (1972): UŽITÁ GEOFYZIKA pro pr myslové školy hornické. SNTL Praha.

[58]

Wahlström, B. (1997): Radiation, Health and Society. IAEA. Vienna.

[59]

Wiegel, R. (1970): Earthquake Engineering. Prentice Hall.

metody

interpretacii

ÁST GEODYNAMIKA [60]

Bénard H.: Revue gén. Sci. pur. appl. 11 (1900), 126l.

[61]

Bucha V., Janá ková A., Sirá G.: S. as.fyz. A 33 (1983), 446.

[62]

Bucha V.: Studia geophys. et. geod. 19 (1975), 42.

[63]

Bullard E. c., Everett J. E., Smíth A. G. ve sborniku A symposium on continental drift. Phil. Trans. Roy. Soc. 258A (1965), 4l.

[64]

Continental a Drift. Readings from Scientific American. W.H.Freeman and Co, San Francisco 1970.

[65]

ech, F., 1988. Genéza, dynamika a klasifikácia sedimentárnych panví s ložiskami uh ovodíkov. UK v Bratislave, 223s.

[66]

ermák V. ve sborníku Terrestrial heat fiow in Europa. (Red. ermák V., Rybach L.) Springer-Verlag, Berlin- Heidelberg- New Y ork 1979, 3.

[67]

ermák V., 1983. Studium zemského tepelného toku. asopis pro fyziku, sekce AJ 33 (1983), 461-470.

- 212 (218) -

eskoslovenský

GEODYNAMIKA

[68]

ervený V.: s. as.fyz. A 33 (1983), JJ.

[69]

Dearnley R.: Physies. Chem. Earth 7 (1966), l.

[70]

Díetz R. S.: Nature 100 (1968), 854.

[71]

Dzíewonskí A. M., Anderson D. L.: Physies oJ the earth and planetary interiors 25 (1981), 297.

[72]

Físher O.: Physies oJ the earth's erust. Macmíllan and Co., 188l.

[73]

Gass J.G., Smith P.J., Wilson R.C.L.(1971): Understanding the Earth. Artemis Press, Sussex.

[74]

Goldreich P., Toomre A.: J. Geophys. Res. 74 (1969), 2555.

[75]

Hamza V. M., Verma R. K.: Bul!. Volcanol. 33 (1969), 123.

[76]

Hanuš V., Van k J.: J. Geophys. 42 (1976), 219.

[77]

Hanuš V., Van k J.: Studia geophys. et geod. 22 (1978), 259.

[78]

Hess H. H. ve sborniku Petrologie studies. A volume in honour oJ A. F. Buddington. GeodSoc. Amer. 1962, 599.

[79]

Holmes A.: J. WaJh. Aead. Sei. 23 (1933), 169.

[80]

Chapman D. S., Furlong K.: EOS Trans. AGU 58 (1977), 1240.

[81]

Jeffreys H.: Proe. Camb. Phil. Soc. Math. Phys. Sci. 26 (1930), 170.

[82]

Jones G. M. ve sborníku Abstracts IUGG Symp., Canberra 1980.

[83]

Keondžjan V. P., Monin A. S.: Dokl. AN SSSR 220 (1975), . 4.

[84]

Knopoff L. L.: Rev. Geophys. 2 (1964), 89.

[85]

Kraskovski S. A.: [zv. Akad. Nauk. SSSR, ser. geofiz. 3 (1961), 274.

[86]

Krs M.: Implication oJ statistical evaluation oj phanerozoie paleomagnetic data (Eurasia, Africa). Rozpravy SAV, sv. 92, . 3; Academia, Praha 1982.

[87]

Kukal Z., 1973. Vznik pevnin a oceán . Academia Praha.

[88]

Lachenbruch A. H.: J. Geophys. Res. 73 (1968), 6977.

[89]

Le Mouel J. L., Courtillot V., Ducruix J.: Abstracts IUGG Symp. 06/04. Canberra 1980. [21] Le Píchon x.: J. Geophys. Res. 73 (1968), 366.

[90]

Lee W. H. K., Uyeda S. ve sborníku Terrestrial heatfiow. (Red. Lee W. H. K.) Am. Oeophys. Union, Washington, D. C. 1965, 87.

[91]

Martinec Z. a P . K., 1983. Dynamika zemského plášt a litosféry, eskoslovenský asopis pro fyziku, sekce AJ 33 (1983), 471-484.

[92]

Martinec Z., P K.: Výzkum hlubinné stavby eskoslovenska - Lou ná 1982, n. p. Geofyzika,Brno, 10l.

[93]

McKenzie D. P., Parker R. L.: Nature 216 (1967), 1276.

[94]

McKenzie D. P.: J. Geophys. Res. 71 (1966), 3995.

[95]

Morgan W. J.: J. Geophys. Res. 73 (1968), 1959.

- 213 (218) -


[96]

Munk W. H., Mac Donald G. J. F.: The rotation oj the Earth. Cambridge Univ. Press, NewYork 1960.

[97]

Parsons B., Sclater J. O.: J. Geophys. Res. 82 (1977), 803.

[98]

P K. ve sborníku Geophysical synthesis in Czechoslovakia. (Red. Zátopek A.) Veda, Bratislava 1981, 53.

[99]

Polyak B. O., Smírnov Ja. B.: Geotektonika 4 (1968), 205.

[100] Roy R. F., Blackwell D. D., Birch F.: Earth Planet. Sci. Let!. 5 (1968), 1. [101] Sclater J., Francheteau J.: Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 20 (1970), 509. [102] Š oví ková N., 1973. Hlubinná zlomová tektonika a její vztah k endogenním geologickým pochod m. Academia Praha. [103] Válek R., 1974. Fyzika Zem . 9 fUK Praze, 53s. [104] Vitorello I., Pollack H. N.: J. Geophys. Res. 85 (1980), 983. [105] Wyllie P.J., 1971. The Dynamic Earth. J.Wiley & Sons, New York.

3.10.2 Seznam dopl kové studijní literatury [106] Turcotte L.D. and G. Schubert, Geodynamics. 2nd edition, Cambridge, 441p.

3.10.3 Odkazy na další studijní zdroje a prameny Složení a struktura Zem

http://www.gymfry.cz/zmp0304/augsten/next/zeme.htm planeta Zem – studijní texty pro SŠ (základní data, seismický model stavby Zem , magnetosféra Zem ,…) http://cs.wikipedia.org/wiki/Zem%C4%9B složení a stavba Zem v ená encyklopedie Wikipedia)

(ote-

http://www.czp.cuni.cz/enviwiki/index.php/Planeta_Zem%C4%9B Zem jako planeta (otev ená encyklopedie Wikipedia) http://www.ig.cas.cz/aktivity/Geopark/Zeme.pdf neta (zhušt ný studijní text, obrázky)

Zem – dynamická pla-

http://gynome.nmnm.cz/zemepis Stavba Zem , geomorfologie – studijní texty pro SŠ (viz odkaz e-geo)* http://www.vesmir.cz/clanek.php3?CID=4296 žení Zem ( lánek v asopise Vesmír)

Petr Jakeš: Chemické slo-

http://volcano.und.nodak.edu/vwdocs/vwlessons/lessons/Earths_layers /Earths_layers1.html stavba Zem – výuková lekce pro ZŠ a SŠ (anglicky)

- 214 (218) -

GEODYNAMIKA

Geologické procesy v litosfé e

http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/dynamic.html desek – obrázky, texty (anglicky)

pohyb litosférických

http://www.ucmp.berkeley.edu/geology/tectonics.html litosférické desky – teorie, animace pohybu prakontinent , vývojové etapy Zem (anglicky) http://www.pbs.org/wgbh/aso/tryit/tectonics/# interaktivní animace pohybu litosférických desek (pro spušt ní je t eba mít nainstalován program Macromedia Flash Player) - anglicky http://www.windows.ucar.edu/tour/link=/earth/interior/plate_tectonics.ht ml&edu=elem pohyb litosférických desek – výuková lekce pro ZŠ (anglicky) http://www.windows.ucar.edu/tour/link=/earth/interior/plate_tectonics.ht ml&edu=mid pohyb litosférických desek – výuková lekce pro ZŠ a SŠ (anglicky)

3.11 Klí Odpov 1: Geodynamika je sou ástí n kolika v dných disciplín zabývajících se výzkumem Zem . Výzkumem Zem (obr. 1) a jejím vývojem se zabývá geologie, fyzika, biologie a chemie Obr. 2). Odpov 2: Mezi základní morfologické tvary pat í – šelfové oblasti, kontinentální stupn , ostrovní oblouky, orogenní pásma a kontinentální propadliny (rifty) Odpov 3: Convergent plate boundary – konvergentní (kompresní) rozhraní; Transform plate boundary – transformní (zlomové) rozhraní; Divergent plate boundary – divergentní (extenzní) rozhraní; Continental rift zone – kontinentalní rift (propadlina); Island arc – ostrovní oblouk; trench – p íkop; shield volcano – štítový vulkán; Hot spot – horká centra v astenosfé e; stratovolcano – stratovulkán; shelf – kontinentální svah. Odpov 4: Vlny P jsou vlný pod lné S vlny se ší í p í n . Vlny S jsou zak iven jší než P. Vlny S, kon í - neprochází jádrem, resp. se od n j pouze odrážejí. Jádro se totiž chová jako kapalina, což se projevuje tím, že nepropouští S vlny. Odpov d 5: Mezi rozhraní hlavní pat í litosféra-astenosféra, a hlavn pláš vn jší jádro (2900km), kde rychlost P vln klesá skokem ze 14 km/sec na 8,5 km/sec Odpov

5: Nejvýrazn jším rozhraním je vn jší omezení jádra.

Odpov

6: Jako zdroje vnit ního tepla se p edpokládají:

Gravita ní energie, která se p em nila v teplo p i formování zemského jádra. B hem tvo ení Zem zhutn ním materiálu se rovn ž p em ovala gravita ní energie na teplo, probíhalo to však spíše p i povrchu a proto toto teplo bylo vyzá eno do prostoru.

- 215 (218) -


Energie vzniklá t ením p i zemských slapech nebo subdukci se m ní v energii tepelnou a to pravd podobn v oslabených zónách, jako je nap . nízkorychlostní vrstva, subduk ní zóny. Tepelná energie vzniklá p i rozpadu radioaktivních prvk .. Je to patrn hlavní zdroj, udržující vn jší tepelný stav Zem a sou asný tepelný tok. Odpov zá ení.

7: Silo áry magnetického pole Zem ovliv ují nárazy slune ního

Odpov

8: Viz obrázek obr. 2.27 - Geologický cyklus

9: Gondwana - byla seskupena z dnešní Austrálie, Jižní Ameriky, Odpov Afriky, Madagaskaru a Indie; Laurasia - zahrnovala Evropu, Asii (bez Indie), Severní Ameriku a Grónsko. Oba prakontinenty tvo ily Pangeu.. Odpov 10: St ídánímagnetických pásem zp sobuje proces ozna ovaný rozpínání mo ského dna - sea floor spreading. Podle tohoto modelu edi ová magmata vystupují podél rift a vylévají se v pásech na oceánské dno.Po utuhnutí láv nastává další rozestupování rift a mezi d íve utuhlé pásy se vylévají nové lávy. Tento proces se neustále opakuje. Starší utuhlé pásy láv, zmagnetované do sm ru pole v dob výlevu, ustupují do obou stran a jsou uprost ed dopl ovány novými erstv vylitými lávami. Celý proces je spojen s tahovým nap tím v celé oceánské k e, které umož uje neustálé otevírání riftových zón, vznik nové oceánské k ry a tím rozši ování oceánu. Tento posun oceánské k ry do stran (pokud nedojde k jejímu podsunování pod k ru kontinentální) je základem pohybu pevninských blok od sebe – tzv. kontinentálního driftu i posouvání kontinent . Odpov 11: Primárním zdrojem energie konvekce je gravita ní energie planety. Pro konvekci v plášti má základní význam teplo p ivád né z jádra do plášt .Vývoj planety prošel stadiem rovnom rného rozložení látek a v pr b hu dalšího vývoje trvajícího 4,6.109 let probíhal proces gravita ní diferenciace látek spojený s tvo ením t žkého jádra. - 216 (218) -

GEODYNAMIKA

Dalším energetickým zdrojem je radia ní teplo. K n mu p ispívá 238U p ibližn 13%, 235U 79%, 232Th 4% a 4K 4%; celkové množství uvoln ného tepla je v sou asné dob 1,13.1013 W. Za dobu existence Zem se uvolnilo 0,41 . 1031 J radia ní energie. Dalším energetickým zdrojem je energie slap M síce a Slunce. V d sledku slapového t eni dochází k zpomalování rotace Zem a ke vzdalování M síce. Celkový výkon slapového t ení se odhaduje na 2,7 . 1012 W. ást výkonu disipuje v oceánech a ást v zemském jádru, ztráty v plášti jsou zanedbatelné. Odpov 12: Zhruba do r. 1960 byla pokládána Mohorovi i ova diskontuita (MOHO) za ostré petrografické rozhraní mezi zemskou k rou a svrchním plášt m, projevující se skokem v rychlostech P-vln z hodnoty 6,8 – 7,2 km/s na 8,0 – 8,2 km/s charakteristické pro svrchní pláš . Sou asn definujeme mocnost k ry, obvykle jako svrchní slupku litosféry nad MOHO. Odpov 13: Rozhraní litosféra-astenosféra se v sou asnosti považuje za nejvýznamn jší z hlediska dynamiky litosféry. Výzkum tohoto rozhraní vychází p edevším ze seismologických a magnetotelurických dat. P echodové zóny LA jsou spojené s nízkorychlostní vrstvou (LZV – Low velocity zone) nebo vysokovodivostním rozhraním (HCZ – High conductivity zone). P itom LZV je všeobecn považována, možná však nep esn , za identifikaci hranice litosféra – astenosféra. Odpov 14: Když byly v 17. a 18. století dostate n p esn zmapovány obrysy kontinent , poukazovali n kte í u enci (nap . Francis Bacon 1620) na podobnost tvaru kontinent uzavírajících Atlantský oceán. V pr b hu 19. století byla shromážd na ada objev , ukazujících, že na protilehlých stranách oceán jsou na n kolika místech identické horniny, fosilie atd. Vážný pokus o vysv tlení všech t chto podobností pomocí driftu kontinent u inil r. 1910 F.B.Taylor a po n m r. 1915 A. Wegener. Wegener p edpokládal, že v karbonu tvo ily všechny kontinenty jediný superkontinent, který nazval Pangea. B hem jury se tento superkontinent za al rozšt povat. Jižní kontinenty se pohybovaly bu na západ nebo k rovníku nebo obojí. K rozd lení jižní Ameriky a Afriky došlo v k íd (p ed 70 miliony roky). Odpov 15: Teorie kontinentálního driftu a rozpínání mo ského dna byly základními kameny pro koncepci tektoniky litosférických desek (plate tektonics), která je novou globální tektonikou . Tato teorie p edpokládá, že povrchová ást Zem se skládá z n kolika rigidních blok , které jsou ve vzájemném relativním pohybu . Bloky sahají do hloubky kolem 100 km a kloužou po astenosfé e. Existují t i základní typy hranic a) Extenzívní (divergentní) hranice, na které normálové složky sil p sobících na desky mí í sm rem od hranice, b) Kompresní (konvergentní) - normálové složky sil sm ují ke hranici. Podél extenzívní hranice se symetricky na ob strany vytvá í nová oceánská litosféra, zatímco podél konvergentních hranic se litosféra asymetricky poná í do plášt (subdukce). Tento typ hranice bývá doprovázen oceánskými p íkopy, vznikem ostrovních oblouk a tektonickou aktivitou okraje kontinent (nap . alpinskohimalájský horský pás). c) T etím typem hranice jsou transformní zlomy. Jejich objev je jedním z d ležitých výsledk výzkumu magnetických anomálií v severovýchodní ásti Tichého oceánu. Odpov 16: Mechanismy, které mohou zp sobovat pohyb litosférických desek, jsou to: - 217 (218) -


pohyb zp sobuje konvek ní proud v plášti, který blok unáší, studená litosférická deska má v tší hustotu než astenosféra a proto její zabo ený konec táhne za sebou celý blok, od st edooceánského h betu se povrch nízkorychlostní vrstvy mírn svažuje k subduk ní zón a dochází ke gravita nímu klouzání bloku, dva bloky jsou od sebe odtla ovány magmatem z astenosféry v prostoru riftu. p i pono ování litosféry do subduk ní zóny se tato bu musí zak ivovat nebo musí docházet ke gravita nímu rozlámání systémem vertikálních zlom , kde dochází k m lkým zem t esením.

- 218 (218) -

GEOFYZIKA A GEODYNAMIKA

Recommend Documents