UNIVERZITA KARLOVA V PRAZE PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA
Ústav hydrogeologie, inženýrské geologie a užité geofyziky
GEOFYZIKÁLNÍ PRŮZKUM PODZEMNÍCH DUTIN NA LOKALITĚ LETONICE
DIPLOMOVÁ PRÁCE
Autor: Ing. arch. Bc. Lucie Bartášková Vedoucí: RNDr. Vratislav Blecha, CSc.
Praha, květen 2015
Prohlašuji, že jsem diplomovou práci vypracovala samostatně, pouze s přispěním citované literatury a s ohledem na doporučení vedoucího diplomové práce.
Souhlasím se zapůjčováním diplomové práce v knihovně UK, PřF.
Praha, květen 2015
Lucie Bartášková II
Na tomto místě bych ráda poděkovala RNDr. Vratislavu Blechovi, CSc. a RNDr., PhDr. Jiřímu Dohnalovi za odborné vedení a cenné rady při zpracování diplomové práce. Dále můj velký dík patří RNDr. Zdeňkovi Jáněmu, který se účastnil terénního měření a pomohl mi tak získat některá naměřená data. Firmě Geodrill děkuji za zapůjčení měřící aparatury ARES II a SYSMATRACK 24. Dále bych chtěla poděkovat zaměstnancům České geologické služby Mgr. Pavle Tomanové Petrové, Ph.D., RNDr. Zuzaně Skácelové a Ing. Vladimíře Krejčí za pomoc při měření a poskytnutí některých dat.
III
Bibliografická identifikace: Jméno a příjmení autora: Ing. arch. Bc. Lucie Bartášková Název práce: Geofyzikální průzkum podzemních dutina na lokalitě Letonice Pracoviště: Univerzita Karlova v Praze, Přírodovědecká fakulta, Ústav hydrogeologie, inženýrské geologie a užité geofyziky Vedoucí práce: RNDr. Vratislav Blecha, CSc. Abstrakt: Národní přírodní rezervace Větrníky, ležící v Jihomoravském kraji severně od obce Letonice, je jednou z největších stepních rezervací na jižní Moravě. Celá tato oblast je charakteristická přítomností stabilizovaných i aktivních sesuvů a jsou zde dlouhodobě monitorovány výskyty sufozních závrtů. Cílem diplomové práce bylo zjistit, zda je možné pomocí geofyzikálních metod vysledovat podpovrchové jevy způsobené vymýváním jemných horninových částic podzemní vodou. Tento jev je označován jako sufoze. Měření proběhlo v místech, kde byl projev sufoze velice výrazný a to v okolí dvou závrtů viditelných na povrchu. K identifikaci strukturněgeologických příčin a projevů sufoze na zadané lokalitě byly v první etapě výzkumu použity metody gravimetrie a elektrická odporová tomografie (ERT). Naměřená data byla dále zpracována a geologicky interpretována. Metoda gravimetrie se ukázala jako vhodná pro identifikaci hornin postižených sufozí u nichž předpokládáme, že jejich hustota je nižší než hustota okolních hornin. Pomocí metody ERT bylo možné ve vertikálním profilu odlišit písčito-štěrkovité sedimenty, které jsou více náchylné k erozi, od hornin jílovitých. Na základě výsledků těchto dvou metod bylo na lokalitě identifikováno také několik poruch, pro jejichž ověření bylo navrženo doplňkové měření. V druhé etapě výzkumu pak byly použity metody ERT a mělká refrakční seismika (MRS). Výsledky těchto dvou metod potvrdily výskyt několika méně výrazných poruch a dále odhalily jednu výraznou diskontinuitu v podložních jílovitých sedimentech. Tato porušená zóna se nachází v blízkosti odlučné hrany velkého sesuvu. Lze tedy předpokládat, že se může jednat o vznikající odlučnou plochu nového gravitačního sesuvu. K ověření této hypotézy je ale nutné provést další podrobný geofyzikální průzkum s potřebným hloubkovým dosahem. Klíčová slova: geofyzikální průzkum; gravimetrický průzkum; elektrická odporová tomografie; sufoze; podzemní dutiny.
IV
Bibliographic identification: Autor’s first name and surname: Ing. arch. Bc. Lucie Bartášková Title: Geophysical survey of subsurface voids at locality Letonice Institution: Charles University in Prague, Faculty of Science, Institute of hydrogeology, engineering geology and applied geophysics Supervisor: RNDr. Vratislav Blecha, CSc. Abstract: The Větrníky national nature reserve, located in the South Moravian region north of the village of Letonice, is one of the largest steppe reserves in Southern Moravia. This whole area is characterized by the presence of both stable and active landslides, and the occurrence of suffosion sinkholes has been monitored there in the long-term. The aim of the thesis was to investigate whether it was possible to observe subsurface phenomena, caused by the washing out of fine rock particles by ground water, by means of geophysical methods. This phenomenon is known as suffosion. The measurements took place in the areas where the suffosion manifestation was very distinctive, that is around two sinkholes that were visible on the surface. In order to identify the suffosion structural-geological causes and their manifestations at a given location, the gravimetric and electrical resistivity tomography (ERT) methods were used in the first stage of the research. Measured data was further processed and geologically interpreted. The gravimetric method has proved suitable when identifying rocks affected by suffosion, in which case we assume that their density is lower than the density of the surrounding rocks. Using the ERT method, it was possible, in the vertical profile, to distinguish the sandy-gravelly sediments that are more susceptible to erosion, from clay rocks. Based on the results of these two methods there were several defects identified at the location, for the verification of which an additional measurement was proposed. In the second stage of the research, the ERT and shallow refraction seismics methods were used. The results of these two methods confirmed the presence of several less significant defects and further they revealed a marked discontinuity in the underlying clay sediments. This disturbed zone is located near the shear-off edge of a large landslide. We can therefore assume that there might be a detachment section of a new gravitational landslide emerging. However, in order to test this hypothesis, it is necessary to carry out a further detailed geophysical survey while using the necessary depth range. Keywords: geophysical survey; gravity survey; electrical resistivity tomography; suffosion; subsurface voids. V
Obsah Bibliografická identifikace ............................................................................................. IV Bibliographic identification ............................................................................................. V 1. Úvod.............................................................................................................................. 1 2. Vymezení zájmového území ......................................................................................... 2 3. Charakteristika přírodních poměrů ............................................................................... 3 3.1 Geomorfologické poměry ....................................................................................... 3 3.2 Geologické poměry ................................................................................................. 4 3.2.1 Západní Karpaty na území ČR......................................................................... 4 3.2.2 Lokalita Větrníky ............................................................................................. 7 3.3 Sufoze ..................................................................................................................... 8 3.4 Hydrogeologické poměry ....................................................................................... 9 3.5 Klimatické poměry ................................................................................................. 9 3.6 Geofyzikální charakteristika ................................................................................. 10 4. Vrtná a speleologická prozkoumanost ........................................................................ 11 4.1 Vrtná prozkoumanost ............................................................................................ 11 4.2 Speleologická prozkoumanost .............................................................................. 12 5. Cejchování gravimetru ................................................................................................ 15 5.1 Kalibrační základna .............................................................................................. 15 5.2 Gravimetr CG – 3M .............................................................................................. 16 5.3 Kalibrace gravimetru CG -3M .............................................................................. 17 6. Terénní měření ............................................................................................................ 20 6.1 Geodetické práce................................................................................................... 21 6.2 Gravimetrické měření ........................................................................................... 24 6.3 Geoelektrické měření ............................................................................................ 26 6.4 Mělká refrakční seismika ...................................................................................... 29 7. Zpracování dat ............................................................................................................ 31
VI
7.1 Zpracování gravimetrických dat ........................................................................... 31 7.1.1 Oprava na výšku bodů měření ....................................................................... 32 7.1.2 Oprava na reziduální časové změny tíže........................................................ 32 7.1.3 Oprava na teoretickou tíži .............................................................................. 33 7.1.4 Chyba měření ................................................................................................. 34 7.1.5 Separace pole na regionální a reziduální část ................................................ 35 7.2 Zpracování geoelektrických dat ............................................................................ 38 7.3 Zpracování seismických dat.................................................................................. 40 8. Interpretace ................................................................................................................. 43 8.1 Gravimetrické měření ........................................................................................... 43 8.1.1 Kvalitativní interpretace ................................................................................ 43 8.1.2 Kvantitativní interpretace .............................................................................. 48 8.2 Geoelektrické měření ERT ( Wenner - Schlumberger) ........................................ 52 8.3 Korelace výsledků gravimetrie a ERT .................................................................. 55 8.4 Geoelektrické měření ERT (dipól - dipól) ............................................................ 57 8.5 Mělká refrakční seismika ...................................................................................... 58 8.6 Korelace výsledků původního a doplňujícího měření .......................................... 60 9. Diskuze ....................................................................................................................... 62 10. Závěr ......................................................................................................................... 64 Literatura ......................................................................................................................... 65
VII
Seznam obrázků Obr. 1 Situace zájmového území (zvýrazněno červeně) severovýchodně od obce Letonice (upraveno podle Národní geoportál Inspire, 2015) ............................................ 2 Obr. 2 Regionální geologické členění Západních Karpat na našem území (upraveno podle Chlupáč et al., 2002) ............................................................................................... 5 Obr. 3 Geologické profily východním okrajem Českého masivu a flyšovým pásmem Západních Karpat na Moravě (upraveno podle Chlupáč et al., 2002). ............................. 6 Obr. 4 Podrobná geologická mapa, zájmové území vymezeno červeně (upraveno podle Česká geologická služba, 2015a) ...................................................................................... 7 Obr. 5 Mapa úplných Bouguerových anomálií širšího okolí lokality Větrníky (mapa byla sestrojena na základě dat dodaných Českou geologickou službou)........................ 10 Obr. 6 Mapa vrtů širšího okolí zájmového území (upraveno podle Česká geologická služba, 2015b) ................................................................................................................. 11 Obr. 7 Dokumentace propadu P2 nacházejícího se na lokalitě Větrníky (upraveno podle Kos, 2011) ....................................................................................................................... 13 Obr. 8 Otevřená puklina ve dně propadu (upraveno podle Kos, 2011)...........................14 Obr. 9 Pohled na stěnu ze dna propadu (upraveno podle Kos, 2011)............................14 Obr. 10 Šířková kalibrační základna Hřensko – Dolní Dvořiště (upraveno podle Válek, 1968) ............................................................................................................................... 15 Obr. 11 Gravimetr CG - 3M umístěný na gravimetrickém bodě Votice ....................... 16 Obr. 12 Denní chod gravimetru určený lineární interpolací s vypsanou rovnicí regrese ........................................................................................................................................ 18 Obr. 13 Ukázka hlavičky souboru, který je výstupem z gravimetru ............................. 19 Obr. 14 Situace umístění geofyzikálních profilů a ploch gravimetrického měření na lokalitě Větrníky (mapový podklad: Mapy Google, 2015)............................................. 20 Obr. 15 Nivelační sestava (upraveno podle Pospíšil a Štroner, 2013)........................... 21 Obr. 16 Mapa izolinií nadmořských výšek v prostoru ploch 1 a 2 s vyznačenými propady P1 a P2 .............................................................................................................. 22 Obr. 17 Průběh nadmořských výšek podél profilů PF1 až PF6 ..................................... 23 Obr. 18 Gravimetr Scintrex CG - 3M, pohled shora......................................................24 Obr. 19 Schéma usazení gravimetru CG - 3M na stativ ................................................ 24 Obr. 20 Propad P1 s nataženým multielektrodovým kabelem.......................................26 Obr. 21 Propad P2........................................................................... ............................... 26 VIII
Obr. 22 Detail kabelu a elektrody...................................................................................27 Obr. 23 Aparatura ARES – pohled shora....................................................................... 27 Obr. 24 Přístroj ARES II připojený k autobaterii .......................................................... 28 Obr. 25 Digitální seismická aparatura SYSMATRACK 24, výrobce MAE Itálie ....... 29 Obr. 26 Kladivo s podložkou pro buzení seismické energie ......................................... 29 Obr. 27 Uspořádání v metodě MRS: a) Profil PF6 s vyznačeným úsekem, kde byla měřena metoda MRS, b) Uspořádání geofonů a bodů výbuchu v metodě MRS ............ 30 Obr. 28 Denní chod gravimetru při měření na ploše 1 .................................................. 33 Obr. 29 Denní chod gravimetru při měření na ploše 2 .................................................. 33 Obr. 30 Regionální anomálie ......................................................................................... 36 Obr. 31 Reziduální anomálie ......................................................................................... 37 Obr. 32 Schéma měření v metodě ERT (upraveno podle Geotomo Software, 2010) ... 38 Obr. 33 Uspořádání odporových bloků použitých v programu RES2DINV (upraveno podle Geotomo Software, 2010) ..................................................................................... 39 Obr. 34 Odečet časů prvních nasazení seismických vln v programu REYFRACT 3.32 ........................................................................................................................................ 40 Obr. 35 Zobrazení hodochron a základních informací o modelu v programu VIEWSEIS ........................................................................................................................................ 41 Obr. 36 Výsledky zpracování seismických dat z lokality Větrníky v programu VIEWSEIS: a) rychlosti sesimických vln v jednotlivých vrstvách, b) průběh refrakčních rozhraní ........................................................................................................................... 42 Obr. 37 Mapa regionálních anomálií (planární) ............................................................ 44 Obr. 38 Mapa Bouguerových anomálií .......................................................................... 45 Obr. 39 Mapa reziduálních anomálií s vyznačenými interpretačními profily IP1 - IP3 a kvalitativní interpretací ................................................................................................... 47 Obr. 40 Hustotní model na interpretačním profilu IP1 (hodnota hustoty hornin D je uváděna v kg/m3) ............................................................................................................ 49 Obr. 41 Hustotní model na interpretačním profilu IP2 (hodnota hustoty hornin D je uváděna v kg/m3) ............................................................................................................ 50 Obr. 42 Hustotní model na interpretačním profilu IP3 hodnota hustoty hornin D je uváděna v kg/m3) ............................................................................................................ 51 Obr. 43 Odporové řezy v liniích profilů PF1 - PF4 ....................................................... 54 Obr. 44 Korelace výsledků gravimetrie a metody ERT (1. etapa měření) .................... 56 Obr. 45 Odporové řezy v liniích profilů PF5 - PF6 ....................................................... 57 IX
Obr. 46 Seismické rychlostní řezy: a) Seismický rychlostní řez (1D - gradient smooth počáteční model), b) seismický rychlostní řez (DeltatV počáteční model) .................... 59 Obr. 47 Korelace výsledků původního a doplňujícího měření ...................................... 61
Seznam tabulek Tabulka 1 Geomorfologické začlenění zájmového území .............................................. 3 Tabulka 2 Charakteristika klimatické oblasti T2 (upraveno podle Quitt, 1973) ............. 9 Tabulka 3 Absolutní hodnoty tíže na gravimetrických bodech ..................................... 19 Tabulka 4 Hodnoty konstanty k a její průměr ............................................................... 19 Tabulka 5 Naměřené hodnoty při opakovaných měřeních na jednotlivých bodech ..... 34
Seznam použitých zkratek č. h. p.
číslo hydrologického povodí
ERT
elektrická odporová tomografie
MRS
mělká refrakční seismika
AB [m]
rozteč proudových elektrod
ρzd [Ωm]
zdánlivý měrný odpor
ρ [Ωm]
měrný odpor
X
1. Úvod Předložená diplomová práce byla řešena v rámci projektu České geologické služby „Průzkum oblasti postižené sufozí na lokalitě Větrníky u obce Letonice“. Národní přírodní rezervace Větrníky leží severně od obce Letonice. Jedná se o jednu z největších stepních rezervací na jižní Moravě. Národní přírodní rezervací byla vyhlášena v roce 1925. Celá tato oblast je charakteristická přítomností stabilizovaných i aktivních sesuvů. Od roku 2012 zde Česká geologická služba monitoruje výskyt několika propadů. Propady se nacházejí na východním okraji chráněné krajinné oblasti a částečně zasahují i do obdělávané zemědělské půdy, čímž představují velké riziko pro zemědělské stroje. Hlavním cílem diplomové práce bylo zjistit, zda je možné pomocí geofyzikálních metod vysledovat podpovrchové jevy způsobené vymýváním jemných horninových částic podzemní vodou. Tento jev je označován jako sufoze a měření bylo uskutečněno v místech s jeho největšími patrnými projevy, kterými jsou dva propady viditelné na povrchu. Z geofyzikálních metod byla v první etapě měření použita gravimetrie a elektrická odporová tomografie (ERT) s uspořádáním elektrod Wenner - Schlumberger. Metoda gravimetrie byla zvolena proto, že dutiny a vyplavené rozvolněné zóny jsou charakteristické deficitem hmoty (nižší hustotou) ve srovnání s okolním horninovým prostředím. Předpokládáme, že místa postižená sufozí budou zdroji lokálních negativních tíhových anomálií. Před zahájením gravimetrického měření byla provedena kalibrace gravimetru. Použití metody ERT vycházelo z odhadu odporových parametrů hornin zastoupených na lokalitě. Na základě výsledků těchto metod byla na lokalitě zjištěna možná poruchová zóna. K potvrzení této poruchové zóny bylo navrženo další geofyzikální měření. Při tomto měření byly použity metody ERT s uspořádáním elektrod dipól – dipól a mělká refrakční seismika. Metoda mělké refrakční seismiky měla za úkol zjistit průběh a sklon případné poruchové zóny.
1
2. Vymezení zájmového území Zájmová oblast Větrníky se nachází na rozhraní tří katastrálních území asi 3,5 km severovýchodně od centra obce Letonice (Obr. 1). Z hlediska administrativního členění České republiky spadá zájmové území do: • katastrálního území:
Letonice
kód 680699
Bohaté Málkovice
kód 606006
Kučerov
kód 676896
Letonice
kód 593257
Bohaté Málkovice
kód 592897
Kučerov
kód 593249
• okresu:
Vyškov
kód CZ 0646
• kraje:
Jihomoravský
kód CZ 064
• obce:
Obr. 1 Situace zájmového území (zvýrazněno červeně) severovýchodně od obce Letonice (upraveno podle Národní geoportál Inspire, 2015)
2
3. Charakteristika přírodních poměrů 3.1 Geomorfologické poměry Z hlediska geomorfologického členění řadíme širší okolí zájmového území k jednotkám dle níže uvedené tabulky 1: Začlenění dle geomorfologického systému SYSTÉM
Alpsko-himalájský
PROVINCIE
Západní Karpaty
SUBPROVINCIE
Vnější západní Karpaty
OBLAST
Středomoravské Karpaty
CELEK
Litenčická pahorkatina
PODCELEK
Bučovická pahorkatina
OKRSEK
Větrnická vrchovina
Tabulka 1 Geomorfologické začlenění zájmového území
Litenčická pahorkatina se nachází v severní části Středomoravských Karpat. Její plocha je zhruba 561 km2. Na erozně denudačním pahorkatinném a vrchovinném povrchu jsou patrné výrazné vlivy tangenciální a radiální tektoniky. Nejvyšším bodem Litenčické pahorkatiny je Hradisko (518,1 m n. m.) (Demek a Mackovčin, 2006). V severní, jihozápadní a jižní části Litenčické pahorkatiny se rozkládá její podcelek Bučovická pahorkatina. Jedná se o členitou pahorkatinu, jejíž plocha je 397,65 km2. Je tvořena převážně paleogenními a miocenními jíly, jílovci, písky a pískovci, které jsou často překryty spraší. Je to území s četnými, dobře zachovanými zbytky pobadenského zarovnaného povrchu, plochými hřbety a široce rozevřenými údolími úvalovitého a neckovitého tvaru a místy s kryopedimenty (Demek a Mackovčin, 2006). V jihozápadní části Bučovické pahorkatiny se nachází její okrsek Větrnická vrchovina. Jedná se o výraznou tektonicky a litologicky podmíněnou terénní elevaci tvaru protáhlého hřbetu, na jejíž geologické stavbě se podílí převážně bazální sedimenty badenu. Nejvyšším bodem je Větrník (394,2 m n. m.) (Demek a Mackovčin, 2006).
3
3.2 Geologické poměry Z geologického hlediska je Větrnická vrchovina součástí karpatské předhlubně, přiléhající k eroznímu okraji vnějšího flyšového pásma Západních Karpat. 3.2.1 Západní Karpaty na území ČR Na území České republiky zasahuje jen malý úsek vnější části Západních Karpat, tvořený příkrovy mezozoických a terciérních hornin, tj. tzv. flyšové Karpaty. Ty byly na okraj Českého masivu nasunuty od jihu a jihovýchodu až během mladšího terciéru miocénu - přibližně před 15 až 25 miliony let (Chlupáč et al., 2002). V karpatské oblasti našeho území rozlišujeme tyto hlavní části: 1. Flyšové pásmo, které je tvořeno tektonicky definovanými jednotkami s charakteristickou příkrovovou stavbou, vyznačující se převahou flyšové sedimentace (tj. rytmické střídání písčitých a jílovitých sedimentů) mezozoického a terciérního stáří. Jednotlivé skupiny příkrovů jsou uloženy nad sebou. Od nejvýše ležících příkrovů k níže ležícím to jsou: a) Magurská skupina příkrovů, která je tvořena račanskou (faciálně pestré uloženiny spodní křídy - spodního oligocénu), bystrickou (paleocén - eocén) a bělokarpatskou (svrchní křída - eocén) skupinou příkrovů. K této skupině patří větší část Chřibů, Hostýnsko-vsetínská vrchovina, Bílé Karpaty a Javorníky (Chlupáč et al., 2002). b) Vnější skupina příkrovů s převahou flyšových sedimentů, ale i s podřízenými horninami neflyšového rázu, hlavně vápenci a silicity. Do této skupiny patří jednotka předmagurská (útržky před čelem magurského příkrovu), slezská (jura - oligocén v Moravskoslezských Beskydech a v Podbeskydské pahorkatině), zdounecká (spodní křída až oligocén, které tvoří útržky v čele magurského příkrovu ve Chřibech), podslezská (faciálně pestré uloženiny křídy až eocénu předsunuté přes karpatskou předhlubeň v Podbeskydské pahorkatině), ždánická (svrchní křída až transgresivní spodní miocén, v Pavlovských vrších také útržky jurských sedimentů s transgresivní svrchní křídou, tvoří Ždánický les, jihovýchodní část Litenčické pahorkatiny a severozápadní svahy Chřibů) a pouzdřanská (nejdále k severozápadu vysunutá silně tektonicky postižená struktura eocenních až spodnomiocenních hornin před čelem
4
ždánického příkrovu mezi Pouzdřany a Slavkovem u Brna, také v Pavlovských vrších) (Chlupáč et al., 2002). 2. Karpatská předhlubeň na Moravě: jedná se o podélnou depresi založenou v předpolí karpatského horstva. Je vyplněná převážně mořskými sedimenty miocenního stáří a sladkovodními sedimenty pliocenními. Je uložena diskordantně na horninách Českého masivu prekambrického až paleogenního stáří, na východě se noří pod přesunuté příkrovy flyšového pásma. Podle stavby a stratigrafického rozsahu výplně se člení na část jižní (od rakouské hranice po osu nesvačilského příkopu), střední (po omezení Hornomoravského úvalu) a severní (po hranici s Polskem na severu). Ve střední části je předhlubeň porušena strukturou Hornomoravského úvalu a mohelnické brázdy, která je vyplněna terciérními sedimenty (Chlupáč et al., 2002).
Obr. 2 Regionální geologické členění Západních Karpat na našem území: 1 - Český masiv, 2 spodní miocén karpatské předhlubně (eggenburg - karpat), 3 - střední miocén (baden), 4 svrchní miocén (sarmat - pannon), 5 - pliocén, 6 - pouzdřanská jednotka, 7 - ždánická a podslezská jednotka, 8 - zdounecká jednotka, 9 - slezská jednotka, 10 - předmagurská jednotka, 11 - račanská jednotka magurské skupiny příkrovů, 12 - bystrická jednotka magurské skupiny příkrovů, 13 - bělokarpatská jednotka magurské skupiny příkrovů, 14 - příkrovy a přesmyky, 15 - zlomy, 16 - okraj transgrese, 17 - linie geologických řezů, 18 - vrty (upraveno podle Chlupáč et al., 2002)
5
3. Vídeňská pánev na Moravě: jedná se o vnitrohorskou pánev vyplněnou neogenními mořskými a sladkovodními sedimenty, které zasahují na naše území z Rakouska a Slovenska. Podloží pánve zde tvoří příkrovy flyšového pásma. Pánev byla založena systémy hluboko zasahujících zlomů a mocnost výplně dosahuje až několika tisíc metrů (Chlupáč et al., 2002).
Obr. 3 Geologické profily východním okrajem Českého masivu a flyšovým pásmem Západních Karpat na Moravě, linie profilů jsou vyznačeny na obr. 4, nahoře řez Blahuňovice - Vršatec, dole Brno - Gbely: 1, 2 - miocén karpatské předhlubně a vídeňské pánve (1 - střední a svrchní, 2 - spodní), 3 - autochtonní paleogén (nesvačilské souvrství), 4 - autochtonní mezozoikum, 5 karbon, 6 - karbonáty devonu a spodního karbonu, 7 - bazální devonská klastika, 8 brunovistulikum, 9 - pouzdřanská jednotka, 10 - ždánická a podslezská jednotka, 11 předmagurská jednotka, 12 - račanská jednotka magurské skupiny příkrovů, 13 - bystrická jednotka, 15 - pěninské bradlové pásmo, 16 - mezozoikum Centrálních Karpat, 17 - příkrovová přesunutí a přesmyky, 18 - zlomy, 19 - strukturní linie uvnitř příkrovů, 20 - hlubinné vrty (upraveno podle Chlupáč et al., 2002).
6
3.2.2 Lokalita Větrníky Zájmové území leží z regionálně geologického hlediska v jižní části karpatské předhlubně. Nachází se nad elevací slavkovsko-těšínského hřbetu, který vznikl v prostoru před erozivním okrajem nasunutí flyšových příkrovů Karpat po ukončení sedimentace karpatu. Z tohoto důvodu je mocnost sedimentů karpatské předhlubně v zájmovém území nízká (Brzobohatý a Maštera, 1998). Vrcholové partie svahů jsou pokryty vápnitými písky a dobře opracovanými nevytříděnými štěrky spodního badenu. Převažují zde křemen, droby a břidlice kulmu, ruly, flyšové horniny, vápence Moravského krasu a rohovce. V okolí zájmového území dosahují sedimenty badenu mocnosti od 3 do 70 m v závislosti na geologické situaci. Dále se zde vyskytují vápnité jíly (tzv. tégly), spraše a sprašové hlíny a kolem kóty Větrníky facie vápnitých písků a pískovců a písčitých vápenců (Brzobohatý a Maštera, 1998). Geologická situace zájmového území je patrná z Obr. 4.
Obr. 4 Podrobná geologická mapa, zájmové území vymezeno červeně (upraveno podle Česká geologická služba, 2015a)
7
3.3 Sufoze První zmínky o sufozi pocházejí z roku 1872, kdy F. Richthofen popsal tzv. studňové eroze ze sprašových oblastí v Číně. Termín sufoze poprvé použil v roce 1899 A. P. Pavlov v ruské geomorfologické literatuře. Od té doby se tento termín používá pro označování procesů spojených s vyluhováním a vyplavováním jemných horninových částic vodou prosakující z povrchu propustnými horninami. K sufozi dochází především v sedimentárních horninách a v malé míře i v horninách s puklinovou propustností (Kirchner, 1981). I když je sufoze studována více než sto let, dodnes nemáme k dispozici jednotnou definici tohoto procesu. Jedna z definic uvádí, že sufoze spočívá v mechanickém rozrušování zrnitých sedimentárních hornin a dále i v chemickém rozkladu rozpustných částic tmele. Tyto rozpuštěné horninové částice jsou prosakující vodou splavovány do puklinových systémů (Kirchner, 1981). Proces sufoze probíhá jak v málo zpevněných, tak i v pevných sedimentárních horninách s rozpustným tmelem. Je potřeba si uvědomit, že na procesu sufoze se nepodílí pouze pozemní voda, ale že je tento proces podmíněn působením veškeré podpovrchové vody, která se účastní vodního koloběhu (Kirchner, 1981). Působením sufoze vzniká celá řada povrchových i podpovrchových útvarů. Na povrchu se sufoze projevuje vznikem sníženin různých tvarů a velikostí a pod povrchem vytváří tunely, jeskyně nebo koryta. Jemnozrnný materiál, který je unášen podzemní vodou, bývá často vyplavován při vyústění sufozních kanálů ve formě drobných náplavových kuželů (Kirchner, 1981). Vznik sufozních útvarů příznivě ovlivňují faktory, které umožňují hluboký zásak podzemní vody (chodby hlodavců, zvířecí nory, rostlinné kořenové systémy, travní porosty). Tyto útvary se nejčastěji vyvíjí vůči místní erozní bázi, která usměrňuje jejich další vývoj. Tato báze bývá obvykle tvořena vrstvou nepropustného jílu nebo skalním podložím, v jejichž nadloží se nachází nezpevněné sedimenty. Sufozí mohou být postiženy i skalní horniny. V tomto případě vznik sufozních útvarů nejvíce ovlivňuje petrografické složení hornin, přítomnost vertikálních i horizontálních puklin, mezivrstevních spár a vzájemná poloha propustných a nepropustných vrstev (Kirchner, 1981). 8
3.4 Hydrogeologické poměry Podle hydrogeologické rajonizace spadá lokalita pod hydrogeologický rajon č. 2230 "Vyškovská brána". Území náleží do povodí 4. řádu "Žlebový potok" s č. h. p. 4-15-030490-0-00, které náleží pod povodí 3. řádu "Svratka od Svitavy po Jihlavu" s č. h. p. 415-03 a celé území spadá do povodí Dunaje (Výzkumný ústav vodohospodářský T. G. Masaryka, 2015). Hydrogeologický rajón "Vyškovská brána" je tektonická sníženina, jejíž výplň tvoří neogenní sedimenty. Na bazálních sedimentech badenu se usadily vápenité jíly a jílovce a dále také slídnaté jíly až jílovce Karpat, které jsou velmi mocné a v centrální Vyškovské depresi dosahují mocnosti až 100 m. Ve výplni vklesliny dochází ke střídání kolektorů a izolátorů. Štěrky a písky mají koeficient filtrace 10-4 až 10-6 ms-1. Naproti tomu jíly a jílovce jsou téměř nepropustné (Štefečka, 2013). 3.5 Klimatické poměry Podle klimatického členění (Quitt, 1971) se zájmové území nachází v klimatické oblasti T2. Jedná se o mírně teplou oblast, která je charakteristická dlouhým létem, teplým, suchým a velmi krátkým přechodným obdobím s teplým až mírně teplým jarem i podzimem. Zima je krátká, mírně teplá a suchá až velmi suchá s velmi krátkým trváním sněhové pokrývky. Klimatická charakteristika teplé oblasti Počet letních dní
T2 50 - 60
Počet dní s průměrnou teplotou 10°C a více
160 - 170
Počet dní s mrazem
100 - 110
Počet ledových dní
30 - 40
Průměrná lednová teplota v °C
-2 - -3
Průměrná červencová teplota v °C
18 - 19
Průměrná dubnová teplota v °C
8-9
Průměrná říjnová teplota v °C
7-9
Průměrný počet dní se srážkami 1 mm a více
90 - 100
Suma srážek ve vegetačním období v mm
350 - 400
Suma srážek v zimním období v mm
200 - 300
Počet dní se sněhovou pokrývkou Počet zatažených dní
40 - 50 120 - 140
Počet jasných dní
40 - 50
Tabulka 2 Charakteristika klimatické oblasti T2 (upraveno podle Quitt, 1971)
9
3.6 Geofyzikální charakteristika Český masiv lze na základě průběhu tíhového pole rozdělit do čtyř základních oblastí SV – JZ směru. Od západu k východu to jsou: záporná oblast krušnohorsko – krkonošská, kladná oblast barrandiensko – železnohorsko – broumovská, záporná oblast moldanubicko – kladská a kladná oblast moravsko – slezská, která na východě navazuje na zápornou oblast karpatskou (Mareš, 1990). Studované území spadá již do Záporné oblasti karpatské. Záporné hodnoty Bouguerových anomálií Západních Karpat jsou spojeny s vyšší mocností zemské kůry v oblastech kořenů horských hřbetů. Záporné anomálie dosahují hodnot až -120 mGal. Méně záporné oblasti se vyskytují v místech, kde jsou kořeny horstev mělké, a horniny pláště jsou tak blíže k povrchu. (Tašárová et al., 2009). Jak je patrné z Obr. 5 hodnoty Bouguerových anomálií se v okolí studovaného území pohybují v rozmezí od -28 do -8 mGal a tíže roste z jihu na sever.
Obr. 5 Mapa úplných Bouguerových anomálií širšího okolí lokality Větrníky (mapa byla sestrojena na základě dat dodaných Českou geologickou službou)
10
4. Vrtná a speleologická prozkoumanost 4.1 Vrtná prozkoumanost V zájmovém území nebyl v minulosti proveden žádný vrtný průzkum. V širším okolí se ovšem nachází dva hluboké vrty (DRA-2, HV-3), které poskytly důležité informace o geologické stavbě území.
Obr. 6 Mapa vrtů širšího okolí zájmového území (upraveno podle Česká geologická služba, 2015b)
Vrt DRA –2 je 1500 m hluboký vrt, který byl vyvrtán v roce 1971 z důvodu průzkumu ropy a plynu. Na tomto vrtu nebyl zjištěn žádný kvartérní pokryv a první zasaženou horninou byl jíl. V hloubce 232,5 m byly navrtány vápence s polohami pískovců vývoje Moravského krasu a v hloubce 1380,5 m byl zastižen křemenný diorit (tonalit) (Špička, 1973). Vrt HV–3 je 210 m hluboký hydrogeologický vrt z roku 1978. Byla zde zjištěna mocnost kvartéru 6,5 m a první zasaženou horninou by jíl, podloží miocenních sedimentů bylo navrtáno v hloubce 204 m a je tvořeno spodnobadenskými drobami a břidlicemi myslejovického souvrství (Jahoda, 1979).
11
V blízkosti zájmového území se dále nachází několik méně hlubokých vrtů: •
Vrt V-36, nacházející se jižně od kóty Větrníky, je 30 m hluboký mapovací vrt. Byla zde zjištěna hloubka kvartéru 1,1 m a první zachycenou podložní horninou byl jíl.
•
Vrt V-35 je 30 m hluboký mapovací vrt. Byla zde zjištěna velmi nízká mocnost kvartéru 0,3 m a první podložní horninou byl jíl.
•
Vrt J-140 je 12 m hluboký inženýrsko – geologický vrt. Mocnost kvartéru byla 5,5 m a první zachycenou horninou pevného podloží byl také jíl.
•
Vrt V-34 se nachází severovýchodně od zájmového území. Jedná se o 30 m hluboký vrt, kde byla zjištěna mocnost kvartéru 7,4 m a první zachycenou horninou pevného podloží byl jíl.
•
Vrt J-130, nacházející se severně od zájmového území, je 10 m hluboký inženýrsko - geologický vrt. Byla zde zjištěna mocnost kvartéru 5 m a první zachycenou podložní horninou byl jíl.
Z informací získaných vrtným průzkumem, který byl v širším okolí zájmového území v minulosti proveden, vyplývá, že mocnost nezpevněného pokryvu (kvartéru) zde kolísá od prvních desítek centimetrů do cca 7,5 m a podloží je ve všech případech tvořeno jílem. 4.2 Speleologická prozkoumanost K tvorbě propadů na lokalitě Větrníky dochází dlouhodobě. Nebyly však nikdy podrobně
registrovány
ani
sledovány.
V roce
2011
provedla
trojice
členů
Speleologického klubu Brno zjišťovací průzkum propadu (dále označován jako P2), který se na lokalitě vytvořil již na podzim roku 2010. Účelem průzkumu bylo zjistit, za jakých okolností propady vznikají, zda se nejedná o příznaky chystajícího se gravitačního sesuvu a jestli se pod návrším může nacházet rozsáhlejší jeskynní systém, který by mohl být pojat do území NPR Větrníky. Objekt P2 byl prozkoumán a zmapován. Průměr závrtu byl asi 3,5 m a jeho dno bylo zataraseno destrukčním kuželem o objemu několik m3. Ve stěnách propadu byly zachyceny struktury, které svědčí o tvorbě sufozního pseudokrasu vznikajícího na kontaktu mezi jílovitými sedimenty a pískovci, které jsou prostoupeny složitými
12
systémy trhlin a puklin, z nich některé svědčí dokonce o menších lokálních posunech (Kos, 2011).
Obr. 7 Dokumentace propadu P2 nacházejícího se na lokalitě Větrníky (upraveno podle Kos, 2011)
Autor dále uvádí, že objem vod podílejících se na tvorbě podzemních dutin byl minimální a odkázán na přívaly, protože sběrné povodí náhorního plateau je velmi malé. Dále bylo zjištěno, že ke složitějšímu odvodňování dochází na přilehlé části návrší ve směru k obcím Lysovice a Kučerov. Otevřené pukliny mají severozápadní směr. V tomto směru leží v mělké sníženině lesní hájek, kam je nejspíše odváděna podzemní voda zachycená puklinovým a podzemním systémem a odtud je dále odváděna povrchově údolím (Kos, 2011). Geologický popis profilu propadu uváděný speleology v roce 2011 je v rozporu s obecnými poznatky o geologické stavbě oblasti (typy hornin) a do jisté míry i s výsledky geofyzikálního průzkumu, který byl na lokalitě proveden v roce 2014 a 2015 a jehož výsledky budou prezentovány dále v textu. Uváděné slepence jsou pravděpodobně více zpevněné písčité až písčito-štěrkovité sedimenty a prachovcům spíše odpovídá prachovitý jíl. Tato revize je rovněž v souladu s litologií zjištěnou při průzkumu propadu P1, který se nachází asi 15 m jihovýchodně od propadu P2. Tento 13
průzkum provedla Česká geologická služba dne 20. března 2012. Profil propadu tvořilo 0,2 m ornice, následovalo 1,5 m nazelenalých béžově hnědých prachovitých jílů s vápnitými polohami a pod nimi 1 m světle hnědých písků s polohami zpevněných písků až pískovců, v nichž se tvoří ve dně propadu kaverny (Tomanová Petrová et al., 2014).
Obr. 8 Otevřená puklina ve dně propadu
Obr. 9 Pohled na stěnu ze dna propadu
(upraveno podle Kos, 2011)
(upraveno podle Kos, 2011)
Po dokumentaci propadu P2 speleology v roce 2011 byla provedena i hydrogeologická zkouška. Do závrtu byly vyprázdněny dvě cisterny vody a výsledkem byl pokles suťového kužele do nejhlubší části dna závrtu a otevření asi 1 m široké pukliny, která procházela směrem SZ – JV skrze dno závrtu (Kos, 2011).
Výsledkem provedeného speleologického průzkumu bylo zjištění, že pod návrším Větrníky může existovat otevřený pseudokrasový (sufozní) kolektor většího rozsahu, jehož přičiněním (zejména vlivem zadržení atmosférických srážek) dochází za přispění gravitačních sesuvů k iniciaci dalších puklin, které mohou vyvolávat velké změny v geotektonice a modelaci vlastního elevačního pásma. Na závěr bylo doporučeno sufozní závrty zasypat nepropustnými horninami, nejlépe jíly (Kos, 2011).
14
5. Cejchování gravimetru Gravimetrie klade vysoké nároky na přesnost měření. Aby bylo možné této přesnosti dosáhnout, je nutné při měření používat citlivé a přesně kalibrované přístroje. Kalibrace gravimetru spočívá ve zjištění kalibrační konstanty, která slouží k přepočtu zpětnovazebního napětí, které udržuje senzor gravimetru v konstantní pozici, na jednotky tíže (mGal). Vlastní kalibrace je založena na opakovaných měřeních na kalibrační základně, kterou tvoří soustava bodů v terénu. K měření na lokalitě Větrníky u obce Letonice byl použit gravimetr CG – 3M kanadského výrobce Scintrex, který byl kalibrován na šířkové kalibrační základně Hřensko – Dolní Dvořiště. 5.1 Kalibrační základna Kalibrační základnu tvoří soustava bodů v terénu s přesně určenými (absolutními) hodnotami tíže. Tíhové body se v terénu stabilizují žulovými kvádry o rozměrech 60 x 60 x 60 cm. Aby bylo dosaženo co největšího rozsahu hodnot, využívá se buď změny tíže se změnou nadmořské výšky, nebo se změnou zeměpisné šířky (Válek, 1968).
Obr. 10 Šířková kalibrační základna Hřensko – Dolní Dvořiště (upraveno podle Válek, 1968)
15
5.2 Gravimetr CG – 3M Kanadská společnost Scintrex je v současné době monopolním výrobcem kompaktních terénních digitálních gravimetrů. Gravimetr CG – 3M je předposledním typem ve vývojové řadě digitálních křemenných gravimetrů. Tento typ gravimetru byl již nahrazen gravimetrem CG – 5, který má oproti starší verzi novou elektroniku, je lehčí a má lepší softwarové vybavení. Gravimetr CG – 3M je založen na automatizovaném mikroprocesorovém měření gravitace. Měřící rozsah gravimetru je více než 7000 mGal a citlivost 0,001 mGal (1 µGal). Je vhodný jak k podrobnému terénnímu průzkumu, tak k regionálnímu nebo geodetickému průzkumu. Čas (počet) měření na jednom bodě lze nastavit (Scintrex, 1995), my jsme používali čas 60 s. Všechny prvky gravimetru včetně baterie jsou integrovány do jednoho uzavřeného pouzdra. Použití gravimetru v terénu je tak velmi snadné. Stabilitu přístroje při měření zajišťuje stativ, na který se přístroj postaví. Senzor gravimetru je umístěn ve speciální vakuové nádobě, ve které je pomocí termostatu udržována konstantní teplota. To umožňuje používat gravimetr v nejrůznějších prostředích s teplotou vzduchu v rozmezí od – 40°C až do + 45°C. Díky tomu, že je senzor vyroben z nemagnetického křemene, nepodléhá vlivu změn magnetického pole.
Obr. 11 Gravimetr CG - 3M umístěný na gravimetrickém bodě Votice
16
5.3 Kalibrace gravimetru CG -3M Při měření na jednotlivých gravimetrických bodech se na displeji gravimetru ukazuje číselný údaj, kterým je relativní hodnota tíhového zrychlení v mGal. Součástí vnitřního vybavení gravimetru je kalibrační faktor (GCAL), pomocí kterého je zpětnovazební napětí přepočítáváno na jednotky tíže. Kalibrační faktor GCAL je pří výrobě gravimetru stanovován na 70 km dlouhém kalibračním profilu Orangeville. Je zde umístěno pět stanic se známou absolutní hodnotou tíže. Tento kalibrační profil byl založen a je udržován Kanadskou geologickou službou. Rozdíl v tíži mezi prvním a posledním bodem této kalibrační základny činí 119 mGal (Scintrex, 1995). Měření probíhají ve směru z jihu na sever a poté se opakují v opačném pořadí tj. ze severu na jih. Naměřená data jsou opravována o slapové účinky a chod gravimetru. Opravu na slapové účinky provádí gravimetr automaticky.
Výpočet kalibračního faktoru vychází z rovnice:
=
∗
−
,
(5.1)
kde: gij – jsou referenční gravitační rozdíly, Sij – jsou rozdíly v absolutní tíži bodů kalibrační základny, k – je kalibrační konstanta, Eij – je hodnota směrodatné odchylky chyby měření. Snahou je docílit toho, aby hodnota konstanty k, byla co nejmenší, tedy aby Eij = 0 ⇒ k =
g ij Sij
(5.2)
Nová hodnota faktoru GCAL’ se pak vypočítá z původní hodnoty GCAL užívané během kalibrace jako:
=
∗
(5.3)
V prvních pár měsících po výrobě gravimetru může docházet k větším změnám faktoru GCAL a to z důvodu relaxace křemenného senzoru. Změna faktoru GCAL se pohybuje v rozmezí 1 – 2 ppm za den. Překalibrování gravimetru se provádí alespoň jednou ročně stejným postupem, který byl zmíněn výše (Scintrex, 1995).
17
Kalibrace gravimetru CG - 3M použitého při měření na lokalitě Větrníky byla provedena na šířkové kalibrační základně jižně od Prahy. Při kalibraci byly použity body Praha - Nové město (bod 1), Benešov (bod 2), Bystřice (bod 3), Votice (bod 4) a Miličín (bod 5). Gravimetr Scintrex CG -3M byl naložen do auta a postupně dopraven na všech pět výše uvedených bodů. Na každém bodě bylo provedeno celkem 6 měření. Tři měření po cestě tam a další tři měření po cestě zpátky. Pouze na posledním bodě č. 5 Miličín byla provedena jen tři měření. Z gravimetru Scintrex CG -3M byla získána data ve formátu .dmp. Tato data byla upravena v poznámkovém bloku a poté otevřena v programu Excel, kde probíhalo jejich další zpracování. Z každých tří měření na jednom bodě byl udělán průměr. Získali jsme tak průměrnou tíží a čas na každém bodě. Dále byl spočítán chod gravimetru a provedena oprava na chod gravimetru.1
Chod gravimetru
6783,200
y = 0,1383333x + 6 783,1235347 čtení gravimetru [mGal]
6783,195 6783,190 6783,185 6783,180 6783,175 6783,170 6783,165 0,30
0,40
0,50 čas
Obr. 12 Denní chod gravimetru určený lineární interpolací s vypsanou rovnicí regrese
1
Podrobný popis zpracování gravimetrických dat bude uveden v kapitole 7.1.
18
0,60
Z takto zpracovaných dat byly spočítány rozdíly v tíži (Sij) a dále byly určeny skutečné rozdíly v tíži (gij) z absolutních hodnot tíže získaných z databáze Zeměměřického úřadu (Zeměměřický úřad, 2015).
Bod Praha - Nové Město Benešov Bystřice Votice Miličín
Tíže na bodech absolutní [mGal] 981017,98900 980964,10000 980950,00800 980921,45800 980879,31400
Tíže na bodech měřená [mGal] 6783,18283 6729,29871 6715,22068 6686,67877 6644,53099
Sij 0,00000 -53,88588 -67,96451 -96,50627 -138,65449
Gij 0,000000 -53,88900 -67,98100 -96,53100 -138,67500
Tabulka 3 Absolutní hodnoty tíže na gravimetrických bodech
Hodnota GCAL1 byla zjištěna z hlavičky souboru výstupu z gravimetru a její velikost je 6327.292.
Obr. 13 Ukázka hlavičky souboru, který je výstupem z gravimetru
V následujícím kroku byla spočítána hodnota konstanty k podle vzorce (5.2) = k1 1,000000
k2
k3
1,00006
1,00024
.
k4 1,00026
k5
průměr k
1,00015
1,000141
Tabulka 4 Hodnoty konstanty k a její průměr
Po dosazení průměrné hodnoty konstanty k do vzorce 5.3 byla zjištěna hodnota nového kalibračního faktoru
′
= 6328.184.
19
6. Terénní měření Zájmová lokalita je monitorována od roku 2012. V březnu roku 2012 zdokumentovala Česká geologická služba dva propady na parcele č. 6013 v k. ú. Letonice. Byl popsán propad o rozměrech 2 x 3 m a hloubce 3,5 - 4,5 m. Ve stěně profilu bylo pozorováno těleso trychtýřovitého tvaru vyplněné ornicí. Jedná se pravděpodobně o starý propad, který byl v minulosti zahrnut orbou. Druhý menší propad byl pozorován cca 15 m severozápadně od prvního propadu a přibližně 20 m směrem po svahu byl pozorován třetí počínající propad. Na podzim roku 2013 bylo na lokalitě pozorováno propadů sedm a propad 1 byl čerstvě zasypán navážkou (Tomanová Petrová et al., 2014). Za účelem zmapování projevů sufoze a vyhledání pseudokrasových dutin, vzniklých sufozí, bylo na lokalitě Větrníky provedeno na podzim roku 2014 geofyzikální měření. Byly použity metody mikrogravimetrie a elektrická odporová tomografie (dále jen ERT). Na základě výsledků těchto metod bylo na jaře 2015 provedeno doplňkové měření. Při tomto měření byly použity metody ERT a mělká refrakční seismika (dále jen MRS).
Obr. 14 Situace umístění geofyzikálních profilů a ploch gravimetrického měření na lokalitě Větrníky (mapový podklad: Mapy Google, 2015)
20
6.1 Geodetické práce Pro gravimetrické měření byly v zájmovém území vytyčeny dvě plochy 20 x 20 m s pravidelnou vzdáleností bodů 2,5 m. Plochy byly zvoleny tak, aby propady P1 a P2 byly zhruba v jejich středu. Jižní plocha byla vůči severní posunuta o 5 m směrem na východ. Vzdálenosti jednotlivých bodů byly odměřeny pásmem a body byly v terénu fixovány barvou a označeny číslovanými kolíky. Pro zpracování gravimetrického měření je také nutné znát nadmořské výšky všech měřených bodů. Pro metodu ERT bylo vytyčeno celkem šest profilů. Profily PF1 a PF2 byly vytyčeny ve směru Z - V a profily PF3 a PF4 ve směru J - S. Délka všech těchto profilů byla 100 m. Profily byly vytyčeny tak, aby se profily PF1 a PF3 protínaly ve středu propadu P2 a profily PF2 a PF4 ve středu propadu P1. V druhé etapě průzkumu byly ve směru JZ - SV vytyčeny profily PF5 a PF6. Profil PF5 protínal propad P1 a profil PF6 propad P2. Délka těchto profilů byla 110 m. Metodou MRS byl proměřen geoelektrický profil PF6 a to v úseku od metráže 50 do metráže 132 m. Určení přesných nadmořských výšek měřených bodů bylo provedeno metodou geometrické nivelace ze středu na lať. Jedná se o základní, nejpoužívanější a nejpřesnější běžně dostupnou metodu. Princip geometrické nivelace je znázorněn na Obr. 15 a platí (Pospíšil a Štroner, 2013): hAB = HA - Hb
(6.1)
hAB = z - p
(6.2)
Obr. 15 Nivelační sestava (upraveno podle Pospíšil a Štroner, 2013)
21
Obr. 16 Mapa izolinií nadmořských výšek v prostoru ploch 1 a 2 s vyznačenými propady P1 a P2
Na vytyčených gravimetrických bodech bylo provedeno výškové zaměření pomocí nivelačního přístroje Ni 007 (výrobce Carl Zeiss Jena). Chyba v nivelačním uzávěru byla nulová. Nadmořské výšky měřených gravimetrických bodů, které byly použity při zpracování měření, jsou zobrazeny v mapě na Obr. 16. Průběh nadmořských výšek podél geoelektrických profilů je znázorněn na Obr. 17. 22
výška [m] n. m.
Z
V
PF1
386 384 382 95
115
135
155
175
195
výška [m] n. m.
metráž [m]
Z
PF2
V
386 384 382 380 95
115
135
155
175
195
výška [m] n. m.
metráž [m]
J
PF3
S
386 384 382 95
115
135
155
175
195
výška [m] n. m.
metráž [m]
J
S
PF4
386 384 382 95
115
135
155
175
195
výška [m] n. m.
metráž [m]
JZ
SV
PF5
386 384 382 50
70
90
110
130
150
výška [m] n. m.
metráž [m]
PF6
JZ
SV
386 384 382 380 50
70
90
110 metráž [m]
Obr. 17 Průběh nadmořských výšek podél profilů PF1 až PF6
23
130
150
6.2 Gravimetrické měření Gravimetrické měření proběhlo na podzim roku 2013. Měřilo se v síti bodů s pravidelnou vzdáleností 2,5 m. K měření byl použit gravimetr CG - 3M kanadského výrobce Scintrex. Jedná se o relativní2 digitální gravimetr s citlivostí 1 µGal3. Velká citlivost gravimetru umožňuje provádět podrobná měření v terénu. Délku měření na jednom bodě je možné nastavit, my jsme používali čas 60 sekund, což znamená, že zaznamenaná hodnota je průměr ze 60ti měření. Gravimetr má vlastní paměť pro ukládání naměřených dat. Tento typ gravimetru je vybaven křemennou pružinou, která není ovlivňovaná magnetickým polem (Scintrex, 1995). Při relativním měření není nutné znát absolutní hodnoty tíže, proto nebylo nutné vázat profily na body státní tíhové sítě.
Obr. 18 Gravimetr Scintrex CG - 3M, pohled
Obr. 19 Schéma usazení gravimetru
shora (upraveno podle Scintrex, 1995)
Scintrex CG - 3M na stativ (upraveno podle Scintrex, 1995)
2
Relativním měřením zjišťujeme rozdíl v tíži mezi jednotlivými body na profilu nebo v ploše.
3
Pro měření tíže se běžně používá jednotka Gal soustavy CGS. Převodní stav mezi soustavou CGS a SI
je: 1 Gal = 10-2ms-2.
24
Před vlastním měřením v terénu je nutné zkontrolovat nebo zadat základní parametry přístroje. Do softwaru gravimetru je nutné zadat datum, čas, průměrnou zeměpisnou šířku a délku měření. Tyto parametry jsou důležité pro automatický výpočet opravy na slapové účinky Slunce a Měsíce. Další důležitou opravou je oprava na dlouhodobý lineární chod gravimetru (stárnutí pružiny), kterou přístroj provádí automaticky. Podrobné měření na malých plochách se označuje jako metoda mikrogravimetrie. Při těchto měřeních je nutné ještě registrovat tzv. reziduální chod gravimetru a reziduální slapové účinky. Registrace těchto parametrů se provádí na tzv. opěrném bodě, kde se opakovaně zaznamenává hodnota tíže v intervalu přibližně jedné hodiny. Postup měření gravimetrem na jednom bodě je následující: •
Nad zaměřený bod v terénu se umístí stativ (nízký stativ pro měření na rovných plochách, vysoký stativ pro měření v nerovném terénu), který se zhruba urovná do vodorovné polohy. Na stativ se poté umístí gravimetr a pomocí nivelačních šroubů se vyrovná do vodorovné polohy.
•
V dalším kroku zapneme přístroj a dorovnáme ho do vodorovné polohy podle elektronických libel. Po dosažení vodorovné polohy zahájíme vlastní měření, které trvá šedesát sekund. Přístroj zaznamenává tíži každou sekundu a výsledná hodnota je jejich průměrem. Během měření je nutné sledovat standardní odchylku. Pokud je hodnota této odchylky příliš vysoká, je nutné měření na bodě opakovat. Vysoké hodnoty standardní odchylky mohou být způsobeny poryvy větru, vibracemi od projíždějících vozidel atd.
•
V dalším kroku měření změříme výšku stativu, kterou spolu s naměřenou hodnotou uložíme do paměti gravimetru.
•
Měření na některých bodech je nutné opakovat, aby bylo možné spočítat chybu měření.
Výše zmíněným způsobem získáme v terénu soubor dat, který se pak dále zpracovává. Plochy byly vytyčeny tak, aby na sebe navazovaly. Měření z obou ploch byla vzájemně provázána a zpracována jako jeden celek.
25
6.3 Geoelektrické měření Multielektrodové odporové měření (ERT) je dvourozměrná geofyzikální metoda mělkého podpovrchového průzkumu. Měření je založeno na výpočtu rozložení odporů pod zemským povrchem. Mezi párem potenčních elektrod je měřen elektrický potenciál. Tento potenciál je způsoben průchodem stejnosměrného elektrického proudu zaváděného do země párem proudových elektrod. Z pozic příslušných elektrod, proudu a napětí je pak počítán zdánlivý odpor ρzd [Ωm]. Pro měření se využívají sekce multielektrodového kabelu, z nichž každá umožňuje zapojení celkem osmi elektrod. Měření probíhá automaticky a řídící jednotka postupně zapíná příslušné páry elektrod. Metoda ERT nabízí tří základní konfigurace elektrod a to Wenner, WennerSchlumberger a dipól - dipól. Wennerovo uspořádání elektrod má dobrou vertikální rozlišovací schopnost, je proto vhodné pro průzkum horizontálních struktur. Uspořádání typu dipól - dipól má vyšší horizontální rozlišení, větší hloubkový dosah a proto je vhodné pro detekci vertikálních struktur. Poslední jmenované uspořádání elektrod Wenner - Schlumberger je jakýmsi kompromisem mezi oběma výše zmíněnými konfiguracemi. Je možné jej použít k detekci horizontálních i vertikálních struktur a také má, z hlediska rozlišení a hloubkového dosahu, často lepší výsledky než Wenner (Pánek a Tábořík, 2010).
Obr. 20 Propad P1 s nataženým
Obr. 21 Propad P2
multielektrodovým kabelem
26
Měření metodou ERT s konfigurací elektrod Wenner - Schlumberger bylo realizováno na profilech PF1 až PF4. Profil PF2 byl oproti profilu PF1 posunut o 10 m směrem na východ a profil PF4 byl oproti profilu PF3 posunut o 10 m směrem na sever. Pozice profilů v terénu byla upřesněna pomocí vytyčených kolíků. Při měření byla zvolena vzdálenost elektrod 1 m a celkem bylo použito 12 kabelových sekcí. Maximální rozestup proudových elektrod AB byl 95 m. Vzdálenost elektrod 1 m byla zvolena proto, aby bylo možné, vzhledem k charakteru studované oblasti, zkoumat s vysokých rozlišením přípovrchové vrstvy. Měření metodou ERT s konfigurací elektrod dipól - dipól bylo uskutečněno na profilech PF5 a PF6. Tyto profily byly vytyčeny ve směru JZ – SV, což je směr kolmý na předpokládanou poruchu. Kolmá vzdálenost mezi profily byla 20 m. Vzdálenost elektrod byla zvolena 2 m a celkem bylo použito 6 multielektrodových sekcí. Maximální rozestup proudových elektrod AB byl 95 m. Po proměření základního roztažení byl první kabel odpojen a zapojen na konec roztažení, délka proměřeného úseku se tak zvýšila na 110 m. K měření při konfiguraci elektrod Wenner - Schlumberger byla použita geoelektrická aparatura ARES (výrobce GF Instruments s.r.o. Brno). Skládá se z řídící jednotky a aktivních multielektrodových kabelů. Řídící jednotka je napájena 12 V baterií (Gregor, 2013).
Obr. 22 Detail kabelu a elektrody
Obr. 23 Aparatura ARES – pohled shora
27
Při měření s konfigurací elektrod dipól – dipól byl použit přístroj ARES II (výrobce GF Instruments s.r.o. Brno). Měření s tímto typem přístroje je stejné jako u předchozího typu ARES, ovšem oproti starší verzi má aparatura ARES II mnohá softwarová vylepšení a vlastní měření je mnohem rychlejší. K napájení se používá 12 V baterie. V našem případě byla k napájení použita standardní autobaterie.
Obr. 24 Přístroj ARES II připojený k autobaterii
Vlastní měření metodou ERT spočívalo v následujících krocích: •
vytyčení profilů,
•
natažení pásma, podle kterého byly uzemněny elektrody ve vzdálenosti 1 m (Wenner - Schlumberger), resp. 2 m (dipól – dipól),
•
přichycení horizontálních elektrod obsahujících elektroniku k elektrodám fixovaným v zemi gumičkami,
•
nastavení přístroje ARES (název lokality, číslo profilu, uspořádání elektrod),
•
spuštění měření, které dále probíhá automaticky.
Naměřená data byla poté zpracována v programu RES2DINV do formy hloubkových odporových řezů, ze kterých získáme přehled o odporových rozhraních a měrných odporech ρ [Ωm] zkoumaného prostředí.
28
6.4 Mělká refrakční seismika Refrakční seismika, využívající lomené vlny, je jednou z metod seismického průzkumu, která je vhodná pro sledování málo skloněných vrstevnatých struktur, kde jsou vrstvy buď hodně mocné, nebo jen některé vrstvy se projevují jako lámající rozhraní (Vilhelm, 2012). Metoda MRS byla měřena digitální seismickou aparaturou SYSMATRACK 24, výrobce MAE Itálie (Obr. 25). Přístroj umožňuje registraci příchodu seismických vln na 24 kanálech. Aparaturu je nutné pomocí rozhraní USB připojit k notebooku, do kterého se zaznamenávají naměřené hodnoty, a také se zde sledují záznamy jednotlivých kanálů a nastavuje zesílení signálu u jednotlivých bodů výbuchu. Vzorkovací frekvence byla zvolena 0,13 ms. Potřebná seismická energie byla generována nedestruktivně pomocí kladiva (bod výbuchu). V terénu se registrují časy příchodů podélných seismických vln. Interpretace seismických záznamů umožňuje určit hloubku a tvar seismického rozhraní i příslušné rychlosti šíření seismických vln.
Obr. 25 Digitální seismická aparatura
Obr. 26 Kladivo s podložkou pro
SYSMATRACK 24, výrobce MAE Itálie
buzení seismické energie
Měření probíhalo na profilu PF6, v jehož linii se nacházejí další počínající propady. Na profilu byla změřena dvě roztažení délky 48 m ( koncové body odpalu v metrážích -1 a 47 m, vlastní položení registračních geofonů v úseku 0 až 46 m). Snímače signálu (geofony) byly umístěny podél roztažení s pravidelným krokem se vzdáleností 2 m. Čas 29
příchodů seismických vln byl registrován z pěti bodů výbuchu na roztažení. Celková délka proměřeného úseku byla 82 m.
Obr. 27 Uspořádání v metodě MRS: a) Profil PF6 s vyznačeným úsekem, kde byla měřena metoda MRS, b) Uspořádání geofonů a bodů výbuchu v metodě MRS
Vlastní měření spočívalo v následujících krocích: •
natažení pásma a umístění geofonů v pravidelné vzdálenosti 2 m,
•
zapojení aparatury SYSMATRACK 24 a připojení počítače,
•
zkouška geofonů a jejich případná oprava,
•
nastavení zesílení u příslušného bodu odpalu,
•
provedení odpalu (úderu kladiva, který byl několikrát opakován, aby došlo k zesílení signálu),
•
uložení měření z jednoho bodu odpalu do paměti počítače.
Tímto způsobem jsme získali záznamy stop z 10 bodů odpalů. Data byla dále zpracována v programu RAYFRACT 3.32 a VIEWSEIS.
30
7. Zpracování dat Úkolem zpracování dat je upravit v terénu naměřené hodnoty fyzikálních polí tak, aby byla připravena pro kvalitativní a kvantitativní interpretaci. Např. v gravimetrii jsou data naměřená v terénu zatížena řadou negeologických jevů, které je třeba z měření odstranit. Na základě geologických a geofyzikálních znalostí pak anomální obraz popisujeme a geologicky interpretujeme (Mareš, 1990). Výsledkem kvalitativní interpretace jsou mapy nebo profily měřené fyzikální veličiny. Při kvantitativní interpretaci zjišťujeme na základě naměřených hodnot tíhových anomálií rozměry, tvar a hloubku uložení anomálního objektu. Výsledkem kvantitativní interpretace bývají geologické modely prostředí (Mareš, 1990). 7.1 Zpracování gravimetrických dat Hodnoty tíhového zrychlení naměřené v terénu zahrnují řadu vlivů, které je nutné odstranit. Jedná se o slapové účinky Slunce a Měsíce, chod gravimetru, odstředivé zrychlení Země (opravu na teoretickou tíži), odlišnou nadmořskou výšku jednotlivých bodů měření a gravitační účinek okolního terénu. Jak již bylo řečeno v kapitole 6.2, některé opravy provádí gravimetr automaticky (opravy na slapové účinky Slunce a Měsíce), ovšem většinu jich musí odstranit zpracovatel „ručně“. Naměřená data se dále zpracovávají standardními početními postupy, tzv. výpočty tíhových anomálií. Při mikrogravimetrických měřeních se data nejčastěji zpracovávají do podoby tzv. Bouguerových anomálií. Vzorec úplné Bouguerovy anomálie je následující (Lowrie, 2007): ∆gB [mGal] = g – gn + 0,3086h + (0,3086 – 0,0419σ) H + T – B kde: g – je hodnota tíže opravená o časové změny [mGal], gn – je hodnota normální tíže [mGal], h – je výška stativu [m], σ – je redukční hustota [g.cm-3], H – je nadmořská výška (převýšení) bodu [m], T – je topokorekce [mGal], B – je Bullardův člen [mGal].
31
(7.1)
Měření na lokalitě Větrníky probíhalo na relativně malé a rovné ploše. Nebylo tedy potřeba zavádět topokorekci ani Bullardův člen. Jako redukční hustota byla zvolena hodnota 2 g/cm3 (2000 kg/m3), která odpovídá hustotě terciérních sedimentů (Eliáš a Uhmann, 1968). Tato hustota je převzata z přehledné mapy v měřítku 1:500 000, ale jak vyplývá z výsledků práce Blecha a Mašín (2013), ani detailní znalost hustot horninových vzorků odebraných z vrtů na lokalitě, nezaručuje objektivní údaje o hustotních poměrech v horninovém prostředí, zvláště jedná-li se o sedimentární komplexy. V následujícím zpracování dat byla nejprve zavedena oprava na výšku stativu, dále oprava na reziduální časové změny tíže a v posledním kroku byla data opravena o hodnoty normální (teoretické) tíže. Tímto postupem byly získány hodnoty Bouguerových anomálií. 7.1.1 Oprava na výšku bodů měření Tato redukce označovaná jako Fayeova, nebo oprava z volného vzduchu, se zavádí proto, abychom odstranily změny tíže způsobené změnou nadmořské výšky gravimetrických bodů. Při výpočtu vycházíme ze vzorce (Lowrie, 2007): dg [mGal] = -0,3086h
(7.2)
kde: h – je výška (převýšení) jednotlivých gravimetrických bodů [m]. 7.1.2 Oprava na reziduální časové změny tíže V této části se zavádí oprava na reziduální chod gravimetru a reziduální slapové účinky. Abychom mohli zavést tuto opravu, je nutné provádět opakovaná měření na opěrném bodě. Z důvodu znalosti časového průběhu tíže na opěrném bodě a stejného průběhu na řadových bodech, lze chod gravimetru vyjádřit rovnicí polynomu určitého stupně. Daty naměřenými na opěrném bodě je proložena hladká polynomiální křivka vhodného stupně a ta je odečtena od naměřených hodnot. Optimální stupeň polynomu je takový, pro který vychází nejmenší chyba měření spočítaná z opakovaných měření na řadových bodech. V našem případě byl chod gravimetru na ploše 1 vyjádřen rovnicí polynomu 5. stupně a na ploše 2 polynomem 3. stupně.
32
Plocha 1 6632,865 6632,86 ∆g [mGal]
6632,855 6632,85 6632,845 6632,84 6632,835
y = 517,45299947x5 - 1 727,30404173x4 + 2 293,11332017x3 - 1 513,89817842x2 + 497,29971116x + 6 567,77957129
6632,83 0,50
0,55
0,60
0,65
0,70
0,75
0,80
0,85
čas
Obr. 28 Denní chod gravimetru při měření na ploše 1
Plocha 2 6632,844 6632,842 ∆g [mGal]
6632,84 6632,838 6632,836 6632,834 6632,832 y = -0,86882647x3 + 1,42111041x2 - 0,79744760x + 6 632,99411197
6632,83 0,40
0,45
0,50
0,55
0,60
0,65
0,70
0,75
čas
Obr. 29 Denní chod gravimetru při měření na ploše 2
7.1.3 Oprava na teoretickou tíži Tíže se mění vlivem odstředivého zrychlení a roste směrem k severu, je tedy funkcí zeměpisné šířky. Normální (teoretickou) tíži počítáme podle vzorce (Lowrie, 2007): gt = 978032,7 (1 + 0,0053024sin2φ – 0,0000058sin22φ) kde: φ – je zeměpisná šířka.
33
(7.3)
Protože hodnoty Bouguerových anomálií jsou určovány relativně, je možné nahradit výpočet normálního tíhového zrychlení gt gradientem normálního zrychlení ∆gt pro který platí (Lowrie, 2007): ∆gt = 0,000801 ∆S [mGal . m-1]
(7.4)
kde: ∆S – je vzdálenost bodů ve směru sever - jih [m]. Nejmenší oprava na teoretickou tíži byla zavedena v řadě bodů na metráži y = 100 m jižněji položené plochy. Nejvyšší hodnota opravy byla naopak na nejseverněji položené řadě bodů na metráži y = 140 m. 7.1.4 Chyba měření Střední kvadratická chyba měření je určována z opakovaných měření na vybraných bodech. V tomto případě byla opakovaná měření provedena na 4 bodech profilu 11 (y = 115 m). Opakovaná měření jsou uvedena v tabulce 5. Profil 11 [m] 117,5 117,5 120 120 122,5 122,5 125 125
Čas měření 13:31:47 17:11:47 13:34:34 17:14:07 13:37:07 17:18:00 13:40:11 17:20:25
Bouguerova anomálie [mGal] 86,860 86,861 86,857 86,849 86,856 86,849 86,841 86,845
Tabulka 5 Naměřené hodnoty při opakovaných měřeních na jednotlivých bodech
Z hodnot uvedených v tabulce 5 byla spočítána střední kvadratická chyba ma podle vzorce: =±
∑
!
,
kde: n – je počet dvojic opakovaných měření, d – rozdíl dvojice měření. Střední kvadratická chyba byla stanovena jako ± 4 µGal.
34
(7.5)
7.1.5 Separace pole na regionální a reziduální část Tíhové měření, které bylo zpracované do formy Bouguerových anomálií, není odrazem jen jedné geologické struktury, ale projevují se zde všechny přítomné struktury, které mají hustotu odlišnou od hustoty redukční, která byla v případě našeho měření zvolena 2 g/cm3. Anomálie v tíhovém poli lze rozdělit na regionální a reziduální. Regionální anomálie představují gravitační účinek rozměrných struktur o velké rozloze (s malou křivostí průběhu tíže) a často představují tu část pole, o kterou se nezajímáme. Reziduální anomálie jsou lokálního charakteru (s velkou křivostí průběhu tíže) a obvykle představují tu část pole, která by byla naměřena, kdyby zájmové struktury byly v prostoru izolovaně (Lowrie, 2007). Reziduální anomálie, které se následně používají při interpretaci, získáváme tak, že od Bouguerových anomálií odečteme regionální anomálie. K sestavení plošné mapy regionálních anomálií byla použita metoda separace pole pomocí polynomiální regrese v programu Surfer aplikovaná na hodnoty Bouguerových anomálií.
35
Obr. 30 Regionální anomálie
K určení nejvhodnějšího vyjádření regionálních anomálií byly porovnány plochy planární, bilineární sedlo, kvadratická a kubická (Obr. 30). Z výsledných průběhů regionálních anomálií je patrné, že při porovnání s mapou Bouguerových anomálií (Obr. 38) se s generelním průběhem tíhového pole nejvíce shoduje plocha planární. Výsledné reziduální anomálie jsou zachyceny na Obr. 31.
36
Obr. 31 Reziduální anomálie
37
7.2 Zpracování geoelektrických dat Zpracování výsledků ERT měření bylo provedeno v programu RES2DINV. Tento program vyhodnocuje naměřená data prostřednictvím dvourozměrné tomografické inverze. Inverze dat z jednotlivých pseudosekcí je prováděna za použití zhlazení pomocí metody nejmenších čtverců (Pánek a Tábořík, 2010). Tato metoda je založena na rovnici: (JTJ + uF)d = JTg
(7.6)
kde: F = fxfxT + fzfzT, fx - filtr v horizontální rovině, fz - filtr ve vertikální rovině, J - matice parciálních derivací, u - damping faktor, d - odchylka g - rozdílový vektor. Tento algoritmus rozdělí podpovrchovou zónu na řadu pravoúhlých bloků o konstantním měrném elektrickém odporu. Tloušťka první vrstvy bloků je pro konfiguraci měření Wenner - Schlumberger stanovena jako 0,5 násobek vzdálenosti elektrod a pro dipól - dipól jako 0,6 násobek vzdálenosti elektrod. Tloušťka každé další hlubší vrstvy je obvykle o 10% (nebo 25%) větší než tloušťka předchozí vrstvy (Geotomo Software, 2010).
Obr. 32 Schéma měření v metodě ERT (upraveno podle Geotomo Software, 2010)
38
Hodnota měrného elektrického odporu v každém bloku je následně vyhodnocena minimalizací rozdílu mezi skutečně naměřenými a teoreticky vypočítanými hodnotami odporů v každé pseudosekci. Následně je vytvořen dvourozměrný model rozložení odporů pod zemským povrchem v ose geoelektrického profilu. V modelu jsou zobrazeny oblasti s vyšším a nižším odporem a také přechodné oblasti mezi nimi. Do výpočtu lze zavést také topografii a ve výsledku pak získáme převýšený dvourozměrný model rozložení měrných odporů ρ [Ωm] pod zemským povrchem (Griffiths a Barker, 1993).
Obr. 33 Uspořádání odporových bloků použitých v programu RES2DINV (upraveno podle Geotomo Software, 2010)
39
7.3 Zpracování seismických dat Zpracování seismických dat bylo provedeno ve dvou krocích. Prvním krokem bylo určení rozložení rychlostí z časů prvních nasazení refragovaných P vln pomocí tomografických inverzních metod. Ve druhém kroku byla ke zpřesnění průběhu rozhraní použita interpretační metoda vycházející z použití dvojice vstřícných hodochron svázaných časem vzájemnosti tzv. metoda plus - minus (delay - time method). Pro tomografickou inverzi, byl použit program REYFRACT 3.32, který je určený pro zpracování reflexních a refrakčních dat. Data byla nejprve zpracována metodami Smooth invert a DeltatV do podoby inverzních modelů. Metoda DeltatV je vhodná pro prostředí s nízkým rychlostním gradientem. Metoda Smooth inverze je prováděna za použití zhlazení pomocí Smooth algoritmu. Jednotlivé modely byl dále zpracovány metodou WET tomografie (Wavepath Eikonal Traveltime tomography). Pomocí této metody je nejdříve spočtena matice rychlostí šíření elastických vln v definované pravidelné síti bodů. Diskretizační kroky jsou voleny s ohledem na hustotu odpalových bodů a rozmístění geofonů, na kterých se ze záznamů odečítají časy příchodů seismických vln. Při výpočtu se počítají teoretické časy příchodů vln od bodu odpalu ke stanici podle Fermatova principu a tyto časy se porovnají s naměřenými hodnotami. Z reziduí rozdílů teoretických a naměřených časů příchodu se počítají rychlostní odchylky, o které se model opraví a proces se opakuje.
Obr. 34 Odečet časů prvních nasazení seismických vln v programu REYFRACT 3.32
40
Ve druhém kroku zpracování byl použit program VIEWSEIS. Tento program pracuje na základě metody plus - minus. Tato metoda je založena na sestavení hodochrony lomené vlny, která odpovídá jednomu rozhraní (svodná hodochrona). Rozhraní je poté interpretováno z jedné dvojice vstřícných hodochron svázaných časem vzájemnosti. Předpokládáme, že všechny hodochrony naměřené jedním směrem jsou paralelní a tedy nesou o refrakčním rozhraní stejnou informaci jako svodná hodochrona. V programu VIEWSEIS v první řadě určíme hodochrony od jednotlivých lámajících rozhraní a zvolíme rychlosti v jednotlivých vrstvách. Příklad hodochron naměřených na lokalitě Větrníky je zobrazen na Obr. 35.
Obr. 35 Zobrazení hodochron a základních informací o modelu v programu VIEWSEIS
41
Po vytvoření základního modelu byla sestrojena svodná hodochrona, ze které byl určen průběh lámajících rozhraní a vypočteny rychlosti v jednotlivých vrstvách (Obr. 36).
Obr. 36 Výsledky zpracování seismických dat z lokality Větrníky v programu VIEWSEIS: a) rychlosti sesimických vln v jednotlivých vrstvách, b) průběh refrakčních rozhraní
42
8. Interpretace Úkolem této práce bylo zjistit, zda je možné pomocí geofyzikálních metod gravimetrie, ERT a mělké refrakční seismiky vysledovat podpovrchové jevy způsobené sufozí a v druhé etapě měření rovněž ověřit přítomnost poruchy vymapované v etapě první. Všechny metody byly aplikovány s předpokladem, že fyzikální vlastnosti hornin postižených sufozí se budou lišit od hornin neporušených. Tento předpoklad byl částečně splněn v hustotních a vodivostních vlastnostech hornin. Pomocí gravimetrie bylo možné vymapovat oblasti s nižší a vyšší hustotou, a také zde byly jednoznačně identifikovány propady. Ovšem předpoklad, že se propady projeví negativní tíhovou anomálií, se nepotvrdil. Pomocí metody ERT bylo možné dobře vysledovat oblasti o vyšším odporu, které indikují písčité polohy s nižším obsahem jemných částic. Metoda MRS poté potvrdila existenci zóny s nižšími rychlostmi, která může představovat předpokládanou poruchu. 8.1 Gravimetrické měření 8.1.1 Kvalitativní interpretace Hlavním úkolem gravimetrického měření bylo určení oblastí postižených sufozí, tedy oblastí s hustotním deficitem. Naměřená data byla zpracována postupem popsaným v kapitole 7.1 do formy relativních Bouguerových anomálií s redukční hustotou 2000 kg/m3. Tato hustota odpovídá terciérním sedimentům, které se na lokalitě nacházejí. Celé měření bylo zpracováno plošně a vyneseno do mapy Bouguerových, regionálních a reziduálních anomálií. Hodnoty Bouguerových anomálií se pohybují v rozsahu cca 750 - 1000 µGal (0,75 - 1 mGal). Nejnižší hodnoty okolo 750 µGal se vyskytují v jihovýchodní části lokality. Z mapy Bouguerových anomálií je patrné, že v severní části lokality jsou hodnoty vyšší a to okolo 950 µGal. Tento generelní růst tíže od jihu k severu je dobře patrný z mapy regionálních anomálií. Nejvyšší hodnoty Bouguerových anomálií se vyskytují nad propadem P2. Při interpretaci měření na takto malé ploše jsme neuvažovali o souvislosti průběhu regionálního pole s hlubší geologickou stavbou oblasti.
43
Obr. 37 Mapa regionálních anomálií (planární)
44
Obr. 38 Mapa Bouguerových anomálií
45
Podkladem pro geologickou interpretaci gravimetrického měření je mapa reziduálních anomálií (Obr. 39). Reziduální anomálie se pohybují v rozmezí -45 až +90 µGal (0,045 až +0,090 mGal). V mapě reziduálních anomálií jsou patrné dvě oblasti záporných anomálií. Nejvýraznější záporná anomálie se nachází v jihovýchodní části měřené plochy a další v její severozápadní části. Obě tyto plochy jsou odděleny pásem relativně kladných anomálií ve směru JZ - SV. Šířka tohoto pásu se pohybuje v rozmezí 10 – 15 m. Z horninových typů jsou na lokalitě zastoupeny terciérní jíly, písky a písčito-štěrkovité sedimenty. Z měření pomocí metody ERT vyplynulo, že jednotlivé vrstvy jsou uloženy subhorizontálně. To znamená, že přítomnost kladného pásu reziduálních anomálií mezi dvěma zápornými oblastmi nelze přisuzovat vrstevnatosti sedimentárního komplexu. Kladná anomálie by v tomto případě znamenala spíše subvertikální skladbu. Záporné anomálie jsou tedy pravděpodobně způsobeny výskytem porušených hornin v podloží, kde může vlivem proudění podzemní vody docházet k vyplavování jemných horninových částic, tedy k procesu sufoze. Kladné anomálie naopak představují horninové partie, u kterých k postižení sufozí nedošlo. Sufozní závrty se vyskytují na okrajích záporných zón. Oba propady se projevují kladnými reziduálními anomáliemi, propad P2 kolem 90 µGal a propad P1 kolem 50 µGal. Kladné anomálie je možné přisuzovat tomu, že obec Letonice přistoupila k návrhu speleologů, kteří prováděli průzkum oblasti v roce 2011 a propady zavezla materiálem, jehož hustota je vyšší, než hustota okolních porušených hornin. Oblast kladných tíhových anomálií není kompaktní, ale kolem metráže x = 110 m lze pozorovat úzkou oblast zápornějších anomálií ve směru SZ – JV (Obr. 39). Směr této oblasti je shodný s pozorovanými směry puklin při speleologickém průzkumu. Lze tedy usuzovat, že se jedná o oblast porušených hornin, podél které se vyvinuly vyplavené zóny, tedy oblasti záporných anomálií. Přítomnost poruchy také podporuje fakt, že ve stejném směru probíhá odlučná plocha sesuvu, který se nachází zhruba 50 m západně od měřené plochy. Jak by mohla vypadat situace v řezu, ukazují modely v kapitole 8.1.2. Jeden interpretační profil byl veden přes oba sufozní propady ve směru SZ – JV a další dva kratší profily vedou vždy přes jeden sufozní propad ve směru Z – V. Umístění profilů na měřené ploše je patrné z Obr. 39.
46
Obr. 39 Mapa reziduálních anomálií s vyznačenými interpretačními profily IP1 - IP3 a kvalitativní interpretací
47
8.1.2 Kvantitativní interpretace Kvantitativní interpretace byla provedena pouze na základě gravimetrických dat a to v programu GM-SYS. Tento program umožňuje modelovat geologickou situaci na lokalitě na základě naměřených gravimetrických a magnetometrických dat. Program umožňuje konstrukci 2D nebo 2½D a 2¾D modelů prostředí. Výsledkem kvantitativní interpretace jsou tři 2¾D modely geologického prostředí. Geologické modely prostředí byly vytvořeny na základě znalostí geologické situace a na základě výsledků geofyzikálního průzkumu. Interpretační profil IP1 (Obr. 40) prochází přes oba sufozní závrty a běží ve směru SZ JV. Horní panel představuje horizontální řez modelovým prostředím v úrovni nadmořské výšky 380 m. Na prostředním panelu je černými body vyznačena měřená tíže a červenou čarou poté gravitační odezva modelu. Jednotlivé body nepředstavují skutečné měřené hodnoty, ale výřez z gridu reziduálních anomálií v programu Surfer. Spodní panel představuje vlastní modelový hustotní řez. Svrchní vrstva modelu je tvořena pokryvem o mocnosti 2 - 3 m, což odpovídá horní vodivé vrstvě zjištěné geoelektrickou metodou ERT. Tato vrstva je pravděpodobně tvořena jílovitými sedimenty, kterým byla přiřazena hustota 1700 kg/m3. Pod touto vrstvou se nachází poloha písčitých a štěrkovitých sedimentů, které podle výsledků geoelektrického odporového měření zasahují do hloubek 13 - 15 m. V hustotním modelu rozlišujeme v rámci této vrstvy několik oblastí: silně zvětralé horniny s hustotou 1400 kg/m3, které se vyskytují v okolí závrtů, dále porušenou vrstvu písčitých a štěrkovitých sedimentů s hustotou 1600 kg/m3 a konečně spodní mírně porušenou vrstvu písčitých a štěrkovitých sedimentů, jimž byla přiřazena hustota 1800 kg/m3. Pod touto vrstvou se nacházejí relativně neporušené terciérní sedimenty s hustotou 2000 kg/m3.
48
Obr. 40 Hustotní model na interpretačním profilu IP1 (hodnota hustoty hornin D je uváděna v kg/m3)
Dále byly vytvořeny dva modely v liniích profilů, které protínají sufozní závrty ve směru Z - V. Sufozní závrt P2 protínal interpretační profil IP2 (Obr. 41) a závrt P1 profil IP3 (Obr. 42). Vertikální stratigrafie je u obou modelů totožná s modelovým profilem IP1.
49
Obr. 41 Hustotní model na interpretačním profilu IP2 (hodnota hustoty hornin D je uváděna v kg/m3)
Horní pokryvná vrstva na profilu IP2 dosahuje do hloubky cca 2 m, což je v souladu s předchozím profilem IP1. V okolí závrtů byla vymodelována zóna výrazně porušených hornin. Spolu se závrtem byla tato zóna modelovaná na všech profilech jako 2¾D. To znamená, že tato zóna byla ze všech stran omezena jinou hustotou hornin. Porušená vrstva hornin zde dosahuje do hloubky kolem 7 m a slabě porušená zóna do hloubky okolo 11 m, což je opět v souladu s výsledky geoelektrického měření.
50
Obr. 42 Hustotní model na interpretačním profilu IP3 hodnota hustoty hornin D je uváděna v kg/m3)
Na interpretačním profilu IP3 dochází k mírnému poklesu mocnosti horní pokryvné vrstvy, která se pohybuje kolem 1 - 1,5 m. Zóna porušených hornin zde sahá do hloubky kolem 5 m a zóna slabě porušených hornin do hloubky okolo 10 m. Ze všech výsledných modelů je patrné, že geologická situace kolem obou závrtů je totožná. Zóna neporušených hornin modelovaná mezi závrty na profilu IP1 odpovídá předpokladu, že ne všechny písčité a štěrkovité sedimenty jsou postiženy sufozí a tedy u nich nedochází k hustotnímu deficitu ve srovnání s okolním horninovým prostředím. 51
8.2 Geoelektrické měření ERT ( Wenner - Schlumberger) Geoelektrické měření metodou ERT s uspořádáním elektrod Wenner - Schlumberger bylo provedeno na profilech PF1 – PF4. Naměřená data byla zpracována programem RES2DINV do formy hloubkových odporových řezů. Ty poskytují dvojrozměrné zobrazení a v případě dostatečného odporového kontrastu a mocnosti vrstev umožňují sledovat současně horizontální i vertikální rozhraní. Do řezů byl vykreslen i průběh reliéfu terénu. Čtyřelektrodové uspořádání Wenner - Schlumberger bylo použito pro sledování horizontálních změn a vyčlenění hlavních geoelektrických vrstev o různém měrném odporu (litologické změny). Tyto odporové řezy jsou zobrazeny na Obr. 43. Měrné odpory v rozpětí od 5 do 125 Ωm jsou v souladu s přítomností dokumentovaných hornin, které tvoří sedimenty různé zrnitosti (jílovité, písčité a štěrkovité). Rozložení odporových vrstev ve všech profilech je téměř horizontální. Na všech profilech byla také zachycena prakticky stejná vertikální stratigrafie. Nejvyšší část odporových řezů je tvořena vodivou vrstvou s odpory do 20 Ωm. Mocnost této vrstvy kolísá v rozmezí od 1 do 5 m a lze ji interpretovat jako projev přípovrchové vrstvy jílovitých sedimentů, které byly na lokalitě identifikovány při průzkumu propadu v roce 2012. Pod touto vrstvou se nachází poměrně mocná, ne zcela spojitá, nevodivá poloha s odpory od 30 do 125 Ωm. Tato vrstva sahá do hloubky 6 – 15 m. Jedná se o projev terciérních písčitých až štěrkovitých sedimentů, jejichž výskyt na lokalitě byl také potvrzen předchozím průzkumem. V podloží této vrstvy se nachází opět vodivé sedimenty s vyšším obsahem jílovité frakce. Dále budou podrobněji popsány jednotlivé profily. V západní části profilu PF1, který byl vytyčen ve směru Z – V a protínal závrt P2, se od metráže 86 m do metráže 132 m pohybuje mocnost horní vodivé vrstvy kolem 3 m a dále směrem k východu klesá až na 1 m. Nevodivá vrstva dosahuje v západní části profilu do hloubky 13 m, kolem metráže 155 m se však její mocnost výrazně snižuje a sahá do hloubky pouhých 7 m. Kolem metráže 130 m se v nevodivé vrstvě objevuje náznak subvertikální diskontinuity a v blízkosti metráže 158 m je výraznější patrně vertikální diskontinuita. Nejvyšší hodnoty měrných odporů se v rámci nevodivé vrstvy projevily v úseku metráží 110 - 128 m.
52
Situace na profilu PF2, který byl vytyčen také ve směru Z – V a protínal závrt P1, je obdobná jako u profilu PF1. Mocnost přípovrchové vodivé vrstvy se v západní části profilu pohybuje v rozmezí 2 - 5 m a směrem k východu klesá. Nevodivá vrstva dosahuje v západní části až do hloubky 15 m, kolem metráže 145 m se hloubka této vrstvy snižuje na 7 m. Kolem metráže 132 m je v rámci nevodivé vrstvy patrný náznak subvertikální vodivé diskontinuity. Výraznější nehomogenity stejného typu se objevují kolem metráží 145 m a 170 m. Maximální odpory v rámci nevodivé vrstvy se na tomto profilu projevily v úseku metráží 100 - 128 m. Profil PF3 byl vytyčen ve směru J - S a spolu s profilem PF1 protínal závrt P2. Horní nevodivá vrstva má na tomto profilu spojitý průběh a dosahuje průměrné hloubky 3 m. Pouze kolem metráže 90 m se zahlubuje na 4 m a kolem metráže 145 m až na 5 m. Nevodivá vrstva sahá v jižní i severní části profilu do hloubky přibližně 14 m. Ve střední části profilu v úseku metráží 112 až 148 m se hloubka této vrstvy snižuje na 9 m. Výraznější subvertikální diskontinuity v průběhu nevodivé vrstvy lze pozorovat v blízkosti metráže 90 m a dále v úseku metráží 138 až 148 m. Maximální hodnoty odporů nevodivé vrstvy byly naměřeny v rozmezí metráží 94 - 132 m. Profil PF4 byl stejně jako profil PF3 vytyčen ve směru J - S a spolu s profilem PF2 protínal závrt P1. Přípovrchová vodivá vrstva se zde ve větší mocnosti objevuje až kolem metráže 90 m. Její hloubka kolísá kolem 3 m, poblíž metráže 143 m se tato vrstva mírně zahlubuje a kolem metráže 155 m dosahuje hloubky 5 m. Nevodivá vrstva sahá generelně do hloubky kolem 13 m a její odpor je celkově nižší než na předchozích profilech. Maximální hodnoty měrných odporů byly zachyceny v rozmezí metráží 112 122 m a 135 - 145 m. Výraznější diskontinuita v průběhu nevodivé vrstvy se projevila v blízkosti metráže 92 m, méně výrazná pak poblíž metráže 128 m. Subvertikální diskontinuity objevující se na všech profilech mohou naznačovat existenci poruch generelního směru SZ - JV. Oba závrty byly na příslušných profilech detekovány pouze v rámci přípovrchové vrstvy a ve všech případech se projevily mírně zvýšenými odpory. Závrty jsou vždy situovány nad úseky s maximálními odpory nevodivé vrstvy. To naznačuje, že naměřené vysoké odpory druhé vrstvy mohou souviset s vyplavením jemných horninových částic podzemní vodou, případně i s existencí vymletých dutin.
53
Obr. 43 Odporové řezy v liniích profilů PF1 - PF4
54
8.3 Korelace výsledků gravimetrie a ERT Z výsledků gravimetrie a metody ERT s konfigurací elektrod Wenner - Schlumberger bylo vytvořeno korelační schéma na Obr. 44. Na jednotlivých profilech byly vyznačeny polohy maximálních odporů a zjištěných vodivých diskontinuit v nevodivé vrstvě. Nevodivá vrstva je tvořena písčitými až štěrkovitými sedimenty, tedy horninami, které jsou náchylné k erozi. Vyplavování jemných horninových částic podzemní vodou vede k tomu, že horniny postižené sufozí se budou projevovat hustotním deficitem ve srovnání s okolními horninami. Předpokládáme, že horniny postižené sufozí budou zdroji negativních tíhových anomálií v gravimetrii. Po vyznačení jednotlivých diskontinuit na profilech PF1 - PF4 je patrné, že navzájem korelují a probíhají ve směru SZ - JV. Toto zjištění podporuje existenci poruch, jejichž směr je totožný s odlučnou hranou sesuvu. Ve stejném směru běží i předpokládaná porucha zjištěná gravimetrií. Tato porucha se ovšem v odporových řezech neprojevila. Dále byla v Obr. 44 vyznačena zóna záporných tíhových anomálií, která indikuje polohy s hustotním deficitem. Tyto zóny by tedy měly odpovídat úsekům s vysokými odpory. Tento předpoklad však nebyl v tomto případě všude splněn. Především na profilu PF3 se maximální odpory vyskytují v zóně kladných tíhových anomálií. Tento fakt může být vysvětlen tím, že ne všechny písčité až štěrkovité sedimenty, projevující se vysokými odpory, jsou postiženy sufozí, tedy u nich nedochází k hustotnímu deficitu. Pomocí geoelektriky je obtížné rozhodnout, zda jsou tyto písčito-šterkovité sedimenty postiženy sufozí, protože pokud se vyskytují nad hladinou podzemní vody, budou se projevovat jako nevodiče, ať jsou postiženy sufozí či nikoliv. Z tohoto lze usuzovat, že horniny postižené sufozí budou pouze tam, kde se nachází maximální odpory v zóně záporných tíhových anomálií. Tento předpoklad je splněn v okolí obou závrtů. Pro ověření existence poruch na lokalitě bylo navrženo doplňující měření. Byly použity metody ERT s konfugurací elektrod dipól - dipól a mělká refrakční seismika. Uspořádání elektrod dipól - dipól je citlivé na vertikální struktury a pomocí seismiky je možné určit směr a průběh poruch.
55
Obr. 44 Korelace výsledků gravimetrie a metody ERT (1. etapa měření)
56
8.4 Geoelektrické měření ERT (dipól - dipól) Měření metodou ERT s konfigurací elektrod dipól - dipól bylo realizováno na profilech PF5 - PF6. Výsledky jsou téměř totožné s výsledky měření pro konfiguraci elektrod Wenner - Schlumberger. Základní členění odporových vrstev je i zde téměř horizontální. Při měření s konfigurací elektrod dipól - dipól byly zjištěny o něco vyšší odpory mělké vodivé vrstvy a to kolem 30 Ωm. Na profilu PF5 dosahuje tato vrstva maximální mocnosti 3 m ve střední části profilu, stejně tak i na profilu PF6. Na západním i východním okraji obou profilů je tato vrstva nespojitá a sahá do hloubky maximálně 1 m. Pod touto vrstvou se nachází nevodivá poloha písčitých až štěrkovitých sedimentů, která na profilu PF5 dosahuje hloubky 10 m a na profilu PF6 hloubky 15 m. Ve střední části profilu PF5 se od metráže 95 m do 105 m nachází zóna s výrazným zahloubením nevodivé polohy. Toto zahloubení je patrné i na profilu PF6 a to od metráže 98 m do 108 m. Směr této struktury je opět SZ - JV. Na obou profilech se nacházejí i výrazné a méně výrazné vodivé diskontinuity, které ve většině případů navazují na diskontinuity zjištěné na ostatních profilech (Obr. 47).
Obr. 45 Odporové řezy v liniích profilů PF5 - PF6
57
8.5 Mělká refrakční seismika Mělká refrakční seismika byla měřena na profilu PF6 v úseku metráží 50 až 132 m. Naměřená data byla zpracována programem REYFRACT 3.32 do podoby seismických rychlostních řezů. Výsledné rozložení rychlostí bylo určeno na základě tomografické inverze ze dvou počátečních modelů. Rozhraní jednotlivých vrstev bylo dále upřesněno zpracováním v programu VIEWSEIS, z něhož vyplynulo, že v první vrstvě je rychlost vp1= 300 m/s, ve druhé vrstvě je vp2 = 700 m/s a ve třetí vrstvě je rychlost vp3 = 1600 m/s. Výsledek tomografické inverze z 1D - gradient smooth počátečního modelu je na Obr. 46a a z DeltatV na Obr. 46b. Rozhraní jednotlivých seismických vrstev je vyznačeno čárkovanou čarou. Z výsledků je patrné, že v oblasti závrtů jsou rychlosti seismických vln nízké. To je způsobeno výrazným porušením hornin v okolí závrtů. Rychlosti seismických vln v první vrstvě (300 m/s) obecně odpovídají nezpevněným nezvodnělým sedimentům. V těchto horninách je vlivem pórů obecně nízká rychlost seismických vln. Částečky sypkého materiálu se při průchodu seismické vlny po sobě pohybují, což způsobuje silný útlum. Rychlosti ve druhé vrstvě (700 m/s) odpovídají suchým písčito-štěrkovitým sedimentům. Rychlosti ve třetí vrstvě (1600m/s) jsou typické pro jílovité sedimenty nebo pro písek nasycený vodou. Hranice prvního lámajícího rozhraní je v hloubce kolem 5 m a hranice druhého rozhraní leží v hloubce okolo 12 m. V rozmezí metráží 92 až 102 m lze pozorovat výraznou diskontinuitu v průběhu druhého lámajícího rozhraní. V modelu 1D - gradient Smooth je tato diskontinuita patrná více než u modelu DeltaV.
58
Obr. 46 Seismické rychlostní řezy: a) Seismický rychlostní řez (1D - gradient smooth počáteční model), b) seismický rychlostní řez (DeltatV počáteční model)
59
8.6 Korelace výsledků původního a doplňujícího měření Doplňující měření bylo realizováno za účelem ověření poruch vymapovaných v první etapě měření. Výsledky měření metodou ERT s konfigurací elektrod dipól - dipól a mělkou refrakční seismikou byly zaneseny do Obr. 47. Z výsledků metody ERT s konfigurací elektrod dipól - dipól bylo zjištěno, že nejvýraznější diskontinuita (poruchová zóna) se v rámci měřeného území nachází v úseku metráží 97 - 107 m (západo-východní profily). V této oblasti došlo k porušení jílovitého podloží. Toto porušení pravděpodobně představovalo primární cestu pro proudění podzemní vody a ta postupně čím dál více rozrušovala jílovité podloží. Do takto vzniklé deprese se postupně začaly sesouvat písčité až štěrkovité sedimenty. Výrazné i méně výrazné vodivé diskontinuity v rámci nevodivé vrstvy poměrně dobře navazují na diskontinuity zjištěné při původním měření. Všechny poruchy vymapované v měřeném území mají generelní směr SZ - JV. Tento směr je totožný se směrem odlučné hrany sesuvu, který se nachází za západním okrajem měřeného území. Výsledky mělké refrakční seismiky korespondují s výsledky metody ERT. Hranice prvního lámajícího rozhraní ležící v hloubce 5 m odpovídá bázi nejvýše položené vodivé vrstvy v odporových řezech. Hranice druhého rozhraní ležící v hloubce 12 - 15 m pak odpovídá rozhraní mezi písčito-štěrkovitými sedimenty a podložím, které tvoří vodivé uloženiny s vyšším obsahem jílovité frakce. Metoda MRS také odhalila výraznou poruchu v rozmezí metráží 90 - 105 m. Jak lze pozorovat na Obr. 46 do vzniklé deprese se mírně sesouvá i horní vodivá vrstva. Metoda MRS byla také použita k určení sklonu poruchy, který se v tomto případě jeví jako téměř svislý. S výsledky metod ERT s konfigurací elektrod dipól – dipól a MRS korespondují i výsledky gravimetrického měření. Porucha vymapovaná gravimetrií se nachází nad depresí, která je příčinou záporných tíhových anomálií.
60
Obr. 47 Korelace výsledků původního a doplňujícího měření
61
9. Diskuze Na lokalitě Větrníky neprobíhal v minulosti žádný jiný podrobný geofyzikální průzkum, jehož výsledky by se daly porovnat s našimi, což by v ideálním případě umožnilo zachytit i dynamiku probíhajících sufozních jevů. Vzhledem k cílům měření se použité metody ukázaly jako vhodné. Pomocí gravimetrie bylo možné vymapovat zóny s hustotním deficitem, o kterých lze předpokládat, že jsou postiženy sufozí. Metoda ERT zase umožnila rozlišit ve vertikálním směru horniny, které jsou více náchylné k erozi. Kombinací těchto dvou metod bylo tedy možné zachytit v rámci zkoumané plochy strukturně-geologické prvky spojené s procesem sufoze, který na lokalitě probíhá. V zájmovém území bylo zjištěno několik poruch. Všechny mají SZ – JV směr a jejich vzájemná vzdálenost nepřesahuje 20 m. Jedná se pravděpodobně o řadu dílčích poruch, které vytvářejí jednu rozsáhlou poruchovou zónu. Předpokládáme, že tyto diskontinuity mohou být primární cestou, kterou proudí podzemní voda a vymývá jemné horninové částice. V důsledku tohoto procesu se pak podél dílčích poruch vyvinuly jednotlivé sufozní závrty. Působení podzemní vody, za přispění vlivů gravitace, může podněcovat i vývoj dalších poruch. Přítomnost poruch potvrdilo i doplňkové měření metodou ERT s konfigurací elektrod dipól – dipól, které je citlivé na vertikální struktury, a mělkou refrakční seismikou. Hloubkový dosah metody ERT byl kolem 20 m a mělké refrakční seismiky kolem 25 m. Pomocí těchto měření byla odhalena výrazná diskontinuita situovaná asi 50 m východně od hrany starého sesuvu. Tvoří ji depresní struktura, která nejspíše vznikla postupným rozrušováním jílovitého podloží proudící podzemní vodou. Do této deprese se poté začaly sesouvat písčito-štěrkovité horniny a vznikla tak subvertikální struktura vhodná pro proudění podzemní vody. Tato porucha může být i potenciálně nebezpečná. Proudící podzemní voda bude poruchu i nadále více prohlubovat a bude docházet k čím dál většímu porušení jílovitého podloží. Postupně se tak z této poruchy může vyvinout odlučná plocha nového gravitačního sesuvu. Hloubkový dosah a celkový rozsah měření však nedovolují určit přesnou hloubku této diskontinuity a s jistotou tak říci, zda na lokalitě hrozí další sesuv.
62
Pro ucelenější obraz o geologické situaci lokality by zde měl být proveden podrobnější geofyzikální průzkum zaměřený na poruchy směru SZ – JV. Pro ověření existence poruchy západně od sufozních závrtů by bylo vhodné provést měření metodou ERT s konfigurací elektrod dipól – dipól nebo kombinovaným profilováním. Měřený profil by měl být situován ve směru JZ – SV s hloubkový dosah by měl být alespoň 50 m. Pro vymapování hornin postižených sufozí, by měla být lokalita podrobně proměřena gravimetrií. Jak vyplynulo ze srovnání výsledků gravimetrie a metody ERT, ne všude tam, kde se vyskytují horniny s vysokými odpory, se nachází negativní tíhové anomálie. Pro ověření toho, které horniny jsou nebo nejsou postiženy sufozí, by bylo vhodné realizovat v prostoru lokality několik průzkumných vrtů. Vrty by měly být situovány jak v oblasti záporných, tak i kladných tíhových anomálií.
63
10. Závěr Studovaná lokalita je ze západní strany ohraničena chráněnou přírodní rezervací Větrníky s mohutným sesuvem a z východní části obdělávanou zemědělskou půdou. Výskyt sufozních propadů je v těchto místech pozorován dlouhodobě, ale v minulosti nebyl nijak studován. V dnešní době sufozní závrty přestavují velké riziko pro zemědělské stroje a částečně i pro turisty, kteří tuto lokalitu navštěvují. Je tedy nutné procesu jejich vzniku věnovat pozornost. Hlavním cílem geofyzikálních prací prováděných na lokalitě bylo zjistit, zda je možné pomocí geofyzikálních metod vysledovat podpovrchové jevy způsobené vymýváním jemných horninových částic podzemní vodou. Tento jev je označován jako sufoze a měření bylo uskutečněno v místech s jeho nejvýraznějšími projevy, kterými byly dva propady identifikované na povrchu. Pro splnění cíle práce byly v první etapě průzkumu použity dvě metody a to gravimetrie a ERT s konfigurací elektrod Wenner - Schlumberger. Z výsledků vyplynulo, že metoda gravimetrie je vhodná pro detekci hustotně deficitních zón, o kterých lze předpokládat, že jsou postiženy sufozí. Pomocí metody ERT lze zase zjistit písčito-štěrkovité sedimenty, které jsou na rozdíl od jílovitých hornin více náchylné k erozi. Kombinace těchto dvou metod je tedy vhodná pro sledování podpovrchových jevů způsobených sufozí. Na základě výsledků první etapy měření byly na lokalitě identifikovány i četné poruchy směru SZ - JV, tedy směru totožného s odlučnou hranou velkého sesuvu nacházejícího se na západním okraji studovaného území. Pro ověření těchto poruch bylo provedeno doplňující měření. V tomto případě byly použity metody ERT s konfigurací elektrod dipól - dipól a MRS. Metody potvrdily, že se na lokalitě vyskytuje větší množství poruch SZ - JV směru, které společně vytvářejí výraznou poruchovou zónu. Nejvýraznější dílčí diskontinuita se nachází asi 50 m východně od odlučné hrany sesuvu. Jedná se o potenciálně nebezpečnou poruchu, ze které se může vyvinout odlučná hrana příštího gravitačního sesuvu. K potvrzení této hypotézy je ale nutné provést na lokalitě Větrníky další geofyzikální průzkum zaměřený na prostor této poruchy a potvrdit nebo vyvrátit, zda se jedná o možnou odlučnou hranu.
64
Literatura Blecha V., Mašín D. 2013. Observed and calculated gravity anomalies above a tunnel driven in clays - implication for errors in gravity interpretation. Near Surface Geophysics. 2013, 11, str. 569 - 578. Brzobohatý R., Maštera L. 1998. Vysvětlivky k souboru geologických a ekologických účelových map přírodních zdrojů v měřítku 1:50 000. List 24-41, Vyškov. Praha : Český geologický ústav, 1998. str. 64. Česká geologická služba. 2015a. Geologická mapa 1: 50 000. mapy.geology.cz. [Online] 2015. [Citace: 29. 4 2015.] http://mapy.geology.cz/geocr_50/. Česká geologická služba. 2015b. Vrtná prozkoumanost. mapy.geology.cz. [Online] 2015. [Citace: 29. 4 2015.] http://mapy.geology.cz/GISViewer/. Demek J., Mackovčin P. 2006. Zeměpisný lexikon ČR: Hory a nížiny. 2. vydání. Brno : Agentura ochrany přírody a krajiny ČR, 2006. str. 582. ISBN 80-86065-99-9. Eliáš M., Uhmann J. 1968. Přehledná mapa hustot hornin ČSSR. Ústřední ústav geologický, Praha. Geotomo Software. 2010. Rapid 2 - D Resistivity and IP inversion using the least square method. Penang : Geotomo Software, 2010. Gregor V. 2013. Short guide for resistivity and IP 2013. gfinstruments.cz. [Online] 23. 9 2013. [Citace: 12. 3 2015.] http://www.gfinstruments.cz/version_cz/downloads/ARES_Short_guide_Res_IP_Water _survey-2013.pdf. Griffiths D. H., Barker R. D. 1993. Two-dimensional resistivity imaging and modelling in areas of complex geology. Journal of Applied Geophysics. 1993, 29, str. 211 - 226. Chlupáč I., Brzobohatý R., Kovanda J., Stráník Z. 2002. Geologická minulost České republiky. 2. vydání. Praha : Academia, 2002. str. 463. ISBN 80-200-0914-0. Jahoda V. 1979. Zpráva o podrobném hydrogeologickém průzkumu Větrníky. Brno : Geotest, 1979. 65
Kirchner K. 1981. Příspěvek k poznání sufoze v Hostýnských vrších. Zprávy Geografického ústavu ČSAV. 1981, Sv. 18, 2, str. 119 - 125. Kos P. 2011. Zpráva o průzkumu pseudokrasových útvarů vrchu Větrník. Brno : Speleologický klub Brno, 2011. Lowrie W. 2007. Fundamentals of Geophysics. 2. vydání. Cambridge : Cambridge University Press, 2007. str. 393. ISBN 978-0-521-67596-3. Mapy Google. 2015. Mapy Google. google.cz. [Online] 2015. [Citace: 1. 5 2015.] https://www.google.cz/maps. Mareš S. 1990. Úvod do užité geofyziky. 2. vydání. Praha : SNTL, 1990. str. 680. ISBN 80-03-00427-6. Národní geoportál Inspire. 2015. geoportal.gov.cz. [Online] 2015. [Citace: 5. 2 2015.] http://geoportal.gov.cz/web/guest/map?openNode=MapList. Pánek T., Tábořík P. 2010. Electrical resistivity tomography in the research of the mountain relief: case studies from the flysch Carpathians. XXII sjezd České geografické společnosti Ostrava 2010. 2010. Pospíšil J., Štroner M. 2013. Stavební geodézie. 2. vydání. Praha : ČVUT, 2013. str. 89. Quitt E. 1971. Klimatické oblasti Československa. Praha : Academia, 1971. str. 73. Scintrex. 1995. CG - 3/3M Autograv: Automated Gravity Meter. Ontario : Scintrex, 1995. Špička V. 1973. Závěrečná geologická zpráva o hlubokém strukturním vrtu Dražovice 2. Praha : Ústřední ústav geologický, 1973. Štefečka J. 2013. Numerical model of groundwater flow in the Vyskovska brana hydrogeological zone. Brno : Geotest, 2013. Tašárová A., Alfonso J. C., Bielik M., Gotze H. J., Hók J. 2009. The lithospheric structure of the Western Carpathian - Pannonian Basin region based on the CELEBRATION 2000 seismic experiment and gravity modelling. Tectonophysics. 2009, Sv. 465, str. 454 - 469. 66
Tomanová Petrová P., Gilíková H., Skácelová Z. 2014. Průzkum oblasti postižené sufozí na lokalitě Větrníky u obce Letonice. Brno : Česká geologická služba, 2014. Válek R. 1968. Gravimetrie: Gravimetrické aparatury. 1. vydání. Praha : SPN, 1968. str. 72. Vilhelm J. 2012. Poznámky ke kurzu Gravimetrie a seismika. Praha : Přf UK v Praze, 2012. Výzkumný ústav vodohospodářský T. G. Masaryka. 2015. Hydrogeologický informační systém VÚV T. G. M. [Online] 2015. [Citace: 25. 2 2015.] www.heis.vuv.cz. Zeměměřický úřad. 2015. vyhledávání v databázi ČSGS. cuzk.cz. [Online] 2015. [Citace: 1. 5 2015.] http://bodovapole.cuzk.cz/.
67
