DOC RNDR LUBOMIL POSPÍŠIL CSC GEOFYZIKA A …fast.darmy.net/opory - IV nMgr/HE02_M01-Geofyzika a geodynamika.pdf · vysokÉ u enÍ technickÉ v brn fakulta stavebnÍ doc.rndr.lubomil

VYSOKÉ UENÍ TECHNICKÉ V BRN FAKULTA STAVEBNÍ

DOC. RNDR. LUBOMIL POSPÍŠIL, CSC.

GEOFYZIKA A GEODYNAMIKA MODUL #1

HE02 - GEOFYZIKA A GEODYNAMIKA

STUDIJNÍ OPORY PRO STUDIJNÍ PROGRAMY S KOMBINOVANOU FORMOU STUDIA

Geofyzika a geodynamika · Modul #1

- 2 (218) -

© Lubomil Pospíšil, Brno 2007

Obsah

- 3 (218) -

OBSAH

1 Úvod 7 1.1 Cíle ........................................................................................................7 1.2 Požadované znalosti ..............................................................................7 1.3 Doba potebná ke studiu .......................................................................7 1.4 Klíová slova.........................................................................................7

2 GEOFYZIKA................................................................................................9 2.1 Úvod......................................................................................................9 2.2 Pehled hlavních užitých symbol a jednotek.....................................10 2.3 Gravimetrie .........................................................................................13

2.3.1 Úvodní ást ...........................................................................13 2.3.2 Užitá gravimetrie ..................................................................13 2.3.3 Mení tíhového zrychlení ....................................................14 2.3.4 Mení s relativním gravimetrem.........................................17 2.3.5 Terénní mení s gravimetrem a vyhodnocování získaných

podklad................................................................................18 2.3.6 Bouguerova anomálie ...........................................................20 2.3.7 Airyho izostatická teorie .......................................................27

2.4 Geomagnetika .....................................................................................32 2.4.1 Zmny zemského magnetického pole...................................35 2.4.2 Terénní geomagnetická mení.............................................42 2.4.3 Regionální geomagnetická mení........................................42 2.4.4 Detailní geomagnetická mení ............................................43 2.4.5 Zpracování terénních mení ................................................43 2.4.6 Interpretace získaných dat.....................................................44 2.4.7 Možnost využití magnetometrie i pro jiné, než ryze

geologické úely ...................................................................44 2.5 Geoelektrika ........................................................................................45

2.5.1 Úvodní ást ...........................................................................45 2.5.2 Metoda odporového profilování ...........................................49 2.5.3 Metoda vertikálního odporového sondování ........................52

2.6 SEISMICKÝ PRZKUM...................................................................75 2.6.1 Podélné a píné vlnní.........................................................76 2.6.2 Podélné vlnní.......................................................................76 2.6.3 Píné vlnní .........................................................................77 2.6.4 Šíení seismických vln v reálných prostedích .....................78 2.6.4.1 Homogenní prostedí ............................................................78 2.6.4.2 Vrstevnaté prostedí ..............................................................78 2.6.5 Odraz a lom seismických vln................................................79 2.6.6 Hodochrony seismických vln v nehomogenním prostedí....81 2.6.6.1 Hodochrona odražené vlny ...................................................82 2.6.6.2 Hodochrona elní vlny..........................................................83 2.6.7 Zpracování seismických záznam ........................................83


- 4 (218) -

2.6.8 Urování seismických rychlostí ........................................... 84 2.6.9 Zpsoby zpracování a interpretace seismických dat ............ 85

2.7 RADIONUKLIDOVÉ METODY...................................................... 91 2.7.1 Radionuklidové metody ....................................................... 91 2.7.2 Radioaktivita - okolo nás...................................................... 91 2.7.3 Jev radioaktivity ................................................................... 93 2.7.4 Druhy radioaktivního záení................................................. 96 2.7.5 Zdroje radioaktivity.............................................................. 97 2.7.6 Zdroje pírodní radioaktivity................................................ 98 2.7.7 Zdroje umlé radioaktivity ................................................... 99 2.7.8 Struktura radianí zátže obyvatelstva................................. 99 2.7.9 Jednotky radioaktivity ........................................................ 100 2.7.10 Mení radioaktivity........................................................... 100 2.7.11 Detektory............................................................................ 101 2.7.12 Radiometrické aparatury .................................................... 103 2.7.13 Uplatnní radionuklidových metod.................................... 104 2.7.13.1 Radonové limity ................................................................. 104 2.7.13.2 Metodika leteckých mení používaných v R ................. 104 2.7.13.3 Metodika leteckých mení a zpracování dat ..................... 106 2.7.13.4 Metodika pozemní rekognoskace letecky zjištných anomálií108

2.8 GEOFYZIKÁLNÍ MENÍ VE VRTECH - (karotáž) ................... 108 2.8.1 Úvodní ást......................................................................... 108 2.8.2 Rozdlení karotážních metod - (v širším pojetí) ................ 109 2.8.2.1 Mení pirozených elektrických polí ................................ 109 2.8.2.2 Mení umle vyvolaných elektrických polí ...................... 109 2.8.2.3 Registrace radioaktivního záení hornin - metody jaderné

karotáže .............................................................................. 109 2.8.2.4 Spektrální gama karotáž – SGK ......................................... 109 2.8.2.5 Speciálních karotážních metody......................................... 109 2.8.2.6 Metody zjišující technický stav vrtu................................. 109 2.8.2.7 Mení fyzikálních vlastností kapalin ................................ 109

2.9 SEISMOLOGIE ............................................................................... 109 2.9.1 Základní pojmy .................................................................. 109 2.9.2 Seismické vlnní ................................................................ 109 2.9.3 Registrace zemtesení ....................................................... 109 2.9.4 Rozdlení zemtesení........................................................ 109 2.9.5 Seismické stupnice ............................................................. 109 2.9.6 Seismické riziko a seismický hazard.................................. 109

2.10 Kontrolní otázky............................................................................... 109 2.11 Klí 109

3 GEODYNAMIKA.................................................................................... 109 3.1 Úvod ................................................................................................. 109 3.2 FYZIKÁLNÍ CHARAKTERISTIKA ZEM .................................. 109 3.3 SEISMOLOGIE A ZEMSKÉ NITRO ............................................. 109

Obsah

- 5 (218) -

3.4 FYZIKÁLNÍ VLASTNOSTI ZEM ..............................................109 3.5 GEOLOGICKÝ CYKLUS A STÁÍ HORNIN ..............................109 3.6 Litosféra ............................................................................................109

3.6.1 Vertikální pohyby ...............................................................109 3.6.2 Horizontální pohyby ...........................................................109 3.6.3 SPREADING - ROZPÍNÁNÍ MOSKÉHO DNA ............109 3.6.4 Stedooceánické hbety.......................................................109 3.6.5 Konvekce – zdroj deformací v litosfée? ............................109 3.6.5.1 Konvekce a rotace...............................................................109 3.6.5.2 Zdroje energie konvekce.....................................................109 3.6.6 Konvekce v plášti a gravitaní pole ....................................109 3.6.6.1 Konvekce a tektonická aktivita...........................................109 3.6.7 MOHO vesrus zemská kra ................................................109 3.6.7.1 ZEMSKÁ KRA................................................................109 3.6.7.2 Profily zemskou krou........................................................109 3.6.8 Rozhraní litosféra - astenosféra ..........................................109 3.6.8.1 Litosféra – a kde jsou problémy?........................................109

3.7 KONTINENTÁLNÍ DRIFT ............................................................109 3.8 TEKTONIKA LITOSFÉRICKÝCH DESEK.................................109

3.8.1 TEKTONIKA .....................................................................109 3.8.2 Sedimentární pánve.............................................................109

3.9 Shrnutí ...............................................................................................109 3.10 Studijní prameny ...............................................................................109

3.10.1 Seznam použité literatury ...................................................109 3.10.2 Seznam doplkové studijní literatury .................................109 3.10.3 Odkazy na další studijní zdroje a prameny .........................109

3.11 Klí 109

GEOFYZIKA

- 7 (218) -

1 Úvod

1.1 Cíle Cílem je poskytnout studentm základní informace o geofyzikálních metodách a aplikacích v oblasti geodynamiky a geodetických výzkum. Draz je kladen na zvládnutí praktických postup a zpracování terénních dat. Draz je dán pedevším na gravimetrii a její uplatnní pi ešení mapování dynamických a neotektonických zmn zemského povrchu.

1.2 Požadované znalosti

Požadavku je dobrá znalost matematické analýzy, všeobecné fyziky, všeobec-ných geologických znalostí, ovládat Microsoft Office, vetn Access.

1.3 Doba potebná ke studiu

1 semestr, cca 80 hod

1.4 Klíová slova

GEOFYZIKA: gravimetrie, geomagnetika, geoelektrika, seizmický przkum, seismologie, rádionuklidové metody, geotermika, karotážní metody, fyzikální vlastnosti, gravitaní konstanta, hmotnost, hustota, pórovitost, tíže,t magnetic-ká susceptibilita, magnetizace, intenzita magnetického pole, odpor, naptí, mrný odpor, vodivost , elastická vlna, expozice (ozáení), dávkový píkon, rádioaktivita, anomální hmota, tíhové anomálie, geoid, miligal, gravimetr, astaze, cejchování, chod, slapy, sféroid, elipsoid, izostáze, normální pole, to-pokorekce, Bullardv len, WGS 84, Fayovy redukce, Bouguerova redukce, terénních korekce, ekvipotenciální plocha, hladinová plocha, tížnice, geologie, interpretace, magnetometr, magnetickou osu, epocha, permanentní pole, perio-da, variace, magnetické indukce, inklinace, deklinace, isodynama, izogona, isoklína, ionosféra, slunení vítr, serpentinizace, magnetický moment, kapame-tr, GPS, stacionární, permitivita, elektródový systém, uspoádání elektrod, potenciálové elektrody, vertikálního elektrického sondování (VES), sonda, elektroda, gradient, spontánní polarizace, vyzvaná polarizace, izolátor, vodi, filtraní, difúzní, iont, koroze, elektromagnetické metody, magnetotelurické pole, pulsace, Slingram, reálná ást, imaginární složka, Turam, amplituda, fázový rozdíl, VDV, elipsa polarizace, georadar, difragovaná vlna, reflexní metoda, refrakní metoda, izochrona, hodochrona, geofon, seismokarotáž, mi-grace, radiace, rozpadové ady, emise, poloasem rozpadu, nuklid, izotop, ioni-zace, fotoefekt, Comptonv jev, elektron, pozitron, rentgenové a neutronové záení, detektory, Geigerovy-Müllerovy trubice, scintilaní poítae, dozimetr, limity, gamaspektrometrie, výplach, difúzn absorpní procesy, filtraní proce-sy, oxidan redukní procesy absorpce, katoda, anoda, gama záení, fotoefekt, kavernometrie, plynometrie, inklinometrie, stratametrie, termometrie, rezisti-


- 8 (218) -

vimetrie, Fotometrie, orogeneze, tektogeneze, epicentrum, hypocentrum, mag-nitudo, rift, seismické riziko a seismický hazard, seismicita.

GEODYNAMIKA: plate tectonics, drift, kontinenty, šelf, ostrovní oblouk, píkop (trench), Convergent plate boundary – konvergentní (kompresní) roz-hraní; Transform plate boundary – transformní (zlomové) rozhraní; Divergent plate boundary – divergentní (extenzní) rozhraní; Continental rift zone – kon-tinentalní rift (propadlina); Island arc – ostrovní oblouk; trench – píkop; shield volcano – štítový vulkán; Hot spot – horká centra; stratovolcano – stratovul-kán; shelf – kontinentální svah, Mohoroviicova diskontinuita (MOHO), Con-radova diskontinuita, pláš, litosféra, astenosféra, tepelný tok, viskozita, seku-lární variace, paleomagnetismus, geologický cyklus, Rayleighovo íslo, sprea-ding, konvekní proudy, inverze, sea floor spreading, trojný bod -triple juncti-on point, tomografie, Pangea, Laurasie, Gondwany, globální tektonika, Wi1sonov cyk1us.

GEODYNAMIKA

- 9 (218) -

2 GEOFYZIKA

2.1 Úvod

Praktická (užitá) geofyzika má charakter aplikované vdní disciplíny. Je vdním oborem, který pi své innost využívá dostupné poznatky z oblasti fyziky, geologie a moderních metod hromadného zpracování.

Zabývá se :

• analýzou fyzikálních polí zemského tlesa, za úelem ešení pro-blematiky jeho tvaru a stavby (vnitní stavba Zem - zejména stav-ba zemské kry a svrchního plášt ap.),

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

• ešením problematiky z oblasti inženýrské geologie, geologie ži-votního prostedí, hydrogeologie ap

S ohledem na fyzikální princip a charakter pole, které promujeme a analyzu-jeme, se lení na jednotlivé geofyzikální metody:

(geofyzikální metoda) (promované a analyzované pole)

• gravimetrie (tíhové) • geomagnetika (geomagnetické) • geoelektrika (geoelektrické) • seizmický przkum (vlnové) • seismológie (vlnové) • rádionuklidové metody (radioaktivní) • geotermika (tepelné) • geofyzikální mení ve vrtech

tzv. karotážní metody:

elektrická,

akustická,

jaderná a

mení fyzikálních vlastností kapalin.

Aplikaci tchto metod umožuje skutenost, že zemské tleso (zejména v oblasti zemské kry) není horninov homogenním komplexem, ale vykazuje výraznou blokovou stavbu, kdy jsou jednotlivé bloky tvoeny horninami rz-ného pvodu (vyvelé; sedimentární; metamorfované, ap.), jejichž odlišné fy-zikální vlastnosti (hustota, magnetická susceptibilita, mrný odpor, elastické parametry, tepelná vodivost, radioaktivita a jaderné vlastnosti) rzným zpso-bem ovlivují charakter stavby jednotlivých fyzikálních polí Zem.

Vtšinu uvádných przkumných metod, lze v souasnosti aplikovat v rz-ných variantách, jako letecké, pozemní, dlní, vrtné metody a metody upravené


- 10 (218) -

pro moskou aplikaci. Každá z nich se pi její aplikaci liší pístrojovým vyba-vením, metodikou pístupu k ešení píslušné problematiky, i z interpretaního hlediska.

2.2 Pehled hlavních užitých symbol a jednotek

Gravimetrie

* (použití g.cm-3 povoluje i v souasnosti norma SN 01 1300, z 2. 5.1974)

Geomagnetika

Veliina Pevodní vztahy

Název Symbol Jednotky

gravitaní konstanta

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

20/3.10-3 m-1 cm3 g-1 mGal

hmotnost m kilogram

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

pórovitost p procenta (%)

g m.s-2 tíhové zrychlení

1 mGal = 10 m s-2

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

Veliina Pevodní vztahy

Název Symbol Jednotky

magnetická indukce** B Tesla (T) 1 = 1 nT

magnetická objemová susceptibilita*

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

magnetický moment m ampér metr na druhou

(A m2)

magnetický tok Weber (Wb) 1 Mx = 10-8 Wb

M ampér na metr (Am-1)

magnetizace**

intenzita magnetické-ho pole

H ampér na metr (Am-1)

1 = (10/4) mA m-1

GEODYNAMIKA

- 11 (218) -

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

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

Geoelektrické metody

Veliina Jednotky Pevodní vztahy

Název Symbol Název elektrický proud I ampér A hustota proudu J ampér na metr

tverený A m-2

naptí U volt V odpor R ohm Ω mrný odpor ρ ohm metr Ω m vodivost G siemens S mrná vodivost γ siemens na metr S m-1

elektrický náboj Q coulomb C kapacita C farad F induknost L henry H výkon P watt W

Seismické metody Veliina Jednotky Pevodní vztahy

Název Symbol Název rychlost šíení elas-tických vln

v metr za sekundu m s-1

modul pružnosti v tahu (Youngv modul)

E Pascal Pa

Radionuklinové metody

Veliina Jednotky Pevodní vztahy Název Symbol Název

aktivita A becquerel Bq aktivita

expozice (ozáení) X coulomb na kg C/kg expozice (ozáení)

expoziní píkon X ampér na kg A/kg expoziní píkon

dávka D gray Gy dávka

dávkový píkon D gray za sekundu Gy/s dávkový píkon

dávkový ekvivalent H sievert Sv dávkový ekvivalent

píkon dávkového ekvivalentu

H sievert za sekundu Sv/s píkon dávkového ekvivalentu


- 12 (218) -

Aktivita 1 Bq znamená rozpadovou rychlost, kdy se 1 atom rozpadne za 1s. Expozice (ozáení) ionizujícím záením je urena množstvím ionizace ve vzduchu, tj. množstvím nabitých iont ve vzduchu, které vznikly rozpadem pvodn neutrálních molekul plyn vlivem záení. Expoziní píkon je ozá-ení získané za jednotku asu (X = X/t). Dávka charakterizuje množstvo ener-gie, které pijme hmota, když na ni dopadne záení. Dávkový píkon je dávka získaná za jednotku asu (D = D/t). Dávkový ekvivalent je ekvivalent absor-bovaného libovolného záení vzhledem na škodlivé úinky na živé tkanivo. Píkon dávkového ekvivalentu je dávkový ekvivalent získaný za jednotku asu (H = H/t).

GEODYNAMIKA

- 13 (218) -

2.3 Gravimetrie

2.3.1 Úvodní ást

Názory na charakter zemské pitažlivosti, zpsoby její registrace, a její využití ve prospch lidské pospolitosti, prošly od doby Aristotela (384 p.K. - 322 p.K.) a ady další velikán lidské pospolitosti (Galilea Galileiho (1564-1642); Newtona (1643-1727); Laplaceho (1749-1827); Einsteina (1879 - 1955, až po souasnost velkými zmnami.

Z pohledu souasných poznatk, se sice Aristotelova pedstava o zemské pi-tažlivosti jeví jako velice prostá, i když se v podstat jednalo o pravdivé tvrze-ní, nebo z hlediska jeho pojetí jí lze zdánliv a v generelu pirovnat k námaze, kterou je nutné vynaložit nap. na “vrhnutí“ uritého hmotného objektu. Tj. ím je hmotný objekt tžší, tím je skuten nutné vynaložit na jeho “vrhnutí“ vtší námahu.

Teprve až o nkolik století pozdji upesnil jeho pvodní pedstavu významnji italský fyzik G. Galileii, který pi svých pokusech, zabývajících se problemati-kou volného pádu (díky jeho dost nepesné asomíe) zjistil, že “všechny tle-sa pekonají stejnou vzdálenost za stejný as, což svdí o tom, že je jim udlované stejné tíhové zrychlení g. I když, jak se pozdji prokázalo, z fyzikálního hlediska platí uvedený jev pouze ve vakuu, nebo v reálných podmínkách se projevuje i odpor vzduchu, který je funkcí hmotnosti.

A tak díky urité Galileiho nepesnosti, existovalo již na pelomu 15 a 16 sto-letí významné zjištní, že “tíhové zrychlení nezávisí na hmotnosti tlesa“.

I když pozdji na Galileiho práci navazovalo mnoho dalších prkopník vdy, “gravitaní zákon“ zformuloval teprve až I. Newton, který pi své práci apli-koval i výsledky práce J. Keplera. Newtonv zákon, spolen s Laplaceho pracemi, se pozdji stal teoretickou základnou, od které se odvíjí základní apa-rát i pro tu ást aplikované fyziky, která se zabývá mením, vyhodnocováním a interpretací hodnot tíhového zrychlení.

2.3.2 Užitá gravimetrie

Je vdní disciplina, která se zabývá mením a následn i vyhodnoco-váním hodnot “tíhového zrychlení“, v rozsahu zemského tlesa. Získaná data jsou využívána zejména v oblasti psobnosti:

• užité gravimetrie, a • fyzikální geodézie.


- 14 (218) -

Užitá (aplikovaná) gravimetrie využívá získané hodnoty pedevším pro úely vyhledávání nehomogenit rzného druhu jak v zemské ke, tak v její nej-svrchnjších ástech. V posledn uvedeném pípad, jsou získaná data využí-vána zejména pro geologické úely, kdy jde o zjišování rušivých anomálních hmot (které vyvolávají tíhové anomálie regionálního i lokálního charakteru) a pro o objasování jejich reálného vztahu k charakteru základní, resp. lokální geologické stavby zájmové oblasti.

Fyzikální geodézie využívá získané hodnoty tíhového zrychlení pedevším pro úely zjišování a upesování tvaru Zem. Na bázi analýzy tchto dat po-pisuje její tvar, jak pomocí jednodušších geometrických útvar (jako jsou nap. elipsoid, resp. sféroid), tak prostednictvím tzv. “geoidu”. Geoid je ale velice složitým tlesem. Pravý tvar Zem v tomto pípad reprezentuje nap. i klidná hladina moí a oceán, myšlen pokraující i v prostoru kontinen-t. Mže jej reprezentovat pedevším proto, že klidná vodní hladina oceán a moí pedstavuje plochu, jejíž rovnovážný stav je pímo úmrný tíhovému zrychlení. Pedstavuje tedy plochu, na které je hodnota potenciálu konstantní a tíže je na ní kolmá.

Pokud jde o názory na charakter zemské pitažlivosti, zpsoby její registrace a využití ve prospch lidské pospolitosti, prošly od doby Aristotela (384 p.K.–322 p.K.) a ady další velikán lidské pospolitosti nap. Galilea Galileiho (1564-1642); Newtona (1643-1727); Laplaceho (1749-1827); Einsteina (1879 - 1955 ), až po souasnost velkými zmnami.

Reálnou teoretickou základnou, od které se v souasnosti odvíjí základní apa-rát, i pro tu ást aplikované geofyziky, která se zabývá mením, vyhodnoco-váním a interpretací hodnot tíhového zrychlení se opt, a až o hodn pozdji stal Newtonv zákon, spolen s de Laplaceho pracemi.

2.3.3 Mení tíhového zrychlení

Díve, než se touto problematikou zaneme zabývat, je nutné si uvdo-mit základní rozdíl mezi tíhovým a gravitaním zrychlením, nebo tíhové zrychlení v sob zahrnuje “skutené psobení hmotné rotující Zem na objekt nacházející se na její povrchu“, piemž (v dsledku její rotace) proti samotné pitažlivosti Zem psobí na daný objekt souasn i odstedivé zrychlení. Vzhledem k uvádným skutenostem má tedy tíhové zrychlení, vzhledem ke gravitanímu zrychlení, nižší hodnotu a jejich vzájemný rozdíl se mní zejmé-na v závislosti na zempisné šíce objektu, který se nachází na zemském po-vrchu. Hodnota tíhového zrychlení bude tedy maximální na pólu (gP), nebo hodnota odstedivého zrychlení ar je tam = 0, a hodnota tíhového zrychlení na rovníku bude nejmenší, nebo hodnota odstedivého zrychlení ar je tam nej-vtší.

Hodnota tíhové zrychlení není tedy na zemském povrchu konstantní. Mezi fak-tory, které její promnlivost zpsobují, náleží i faktory regionálního významu, které souvisí s charakterem stavby Zem, tj. s její základním tvarem, její rotací a faktory nižšího ádu, které souvisí jak s lenitostí zemského povrchu, tak s promnlivostí její geologické stavby (rozdílnost v hustotách

GEODYNAMIKA

- 15 (218) -

hornin, které jsou zastoupeny na její stavb). V menší míe hodnotu tíhového zrychlení periodicky ovlivují i slapové úinky Slunce a Msíce.

Základní menou fyzikální veliinou, odvozenou v soustav SI pro tíhové zrychlení g, je v užité gravimetrii m.s-2. Vzhledem k tomu, že ale v pípad užité gravimetrie je pedmtem przkumné innosti pedevším zjišování ruši-vých anomálních hmot v zemské ke, které vyvolávají tíhové anomálie, jejichž intenzita se pohybuje v mezích od 10-2 % až 10-5 % z celkové hodnoty gravitaního zrychlení, byla pro úely užité gravimetrie pvodn zavedena mnohem menší jednotka 1mGal (jeden miligal). Jednotka, která byla v literatu-e používána zejména ped zavedením soustavy SI, a jejíž oznaení bylo zave-deno na poest G. Galilea.

V souasné dob, je již v užité geofyzice v pevážné míe používána jednotka 1 ms-2 (tj. 1 ms-2 = 0,1 mGal), piemž jeden miligal 1mGal =10-3 Gal = 10-5

m.s-2 = 10ms-2.

Na mení tíhového zrychlení jsou používány pístroje, které jsou známé jako gravimetry. Vzhledem k tomu, že proces mení tíže zahrnuje jak absolutní, tak relativní mení, jsou v souasnosti používány jak absolutní, tak relativní gra-vimetry.

Mezi moderní (špikové) pístroje pro absolutní mení, které jsou ureny pro aplikaci ve speciáln vybavených laboratoích, patí nap. “Earth Tide Meter“ od fy. LaCoste and Romberg a pro poteby snadné aplikace na rzných lokali-tách byl stejnou spoleností vyvinut i “Portable Earth Tide Meter“. V píd aplikace pístroj tohoto druhu, jsou finálním produktem mícího procesu již pímo hodnoty tíhového zrychlení. Pesnost v urení hodnot tíhového zrychlení se u tchto aparatur pohybuje v mezích od ± 0,1 až do 0,001µms-2. Absolutní hodnoty tíže je možno získat klasickými pístroji, jejichž mící princip je za-ložen bu na principu volného pádu (kdy je kalibrované tlísko opakovan vyzdvihováno nahoru a následn mu je vždy umožnn volný pád, na pesn zmeném úseku jeho dráhy) nebo o pístroje, které využívají princip fyzikál-ního kyvadla. Miský proces tohoto druhu je ale velice nároný na as. Ve vtšin pípad jsou pístroje posledn uvádného druhu využívány pouze ve speciáln upravených laboratoích.

Absolutní hodnoty tíže nemají ale v užité geofyzice prvoadý význam, nebo pro geologické úely je potebné znát pedevším tíhové anomálie, které jsou odvozovány z relativních tíhových mení, které bývají tém vždy vztaženy k nkterému ze zvolených tzv. základních bod, u nichž byly již pedem defi-novány absolutní hodnoty tíže.

Gravimetry, které umožují provádt mení relativních tíhových rozdíl jsou dnes vyrábny v rzných variantách. Umožují provádt rychlé mení rela-tivních hodnot tíhového zrychlení, jak na pevnin, na moi, pod moskou hla-dinou, tak i v rámci leteckých mení. Rznými institucemi byla vyproduková-na pomrn široká škála tchto pístroj, piemž zejména nejnovjší modely jsou již vybaveny i automatickým digitálním odeítacím systémem. Vzhledem k tomu, že gravimetry tohoto druhu dokáží již zmit zmny v tíhovém zrych-lení minimáln na jednu setinu miligalu (tj. na desetinu µms- 2) jsou v praxi známe jako setinné gravimetry.


- 16 (218) -

Mící rozsah je u rzných typ tchto gravimetr rzný, s ohledem na zpsob jejich využívání. Nap. u gravimetr používaných pro geodetické úely - geo-detické gravimetry (které jsou využívány zejména na zamování gravimet-rických oprných sítí), lze mit pímo i rozdíly tíhového zrychlení vtší než 104 ms-2. U gravimetr klasického prospekního typu, lze mit pímo pou-ze rozdíly tíhového zrychlení do hodnot 103 ms-2. Pro pípad, kdy již ale pi terénním mení jejich miský rozsah nestaí, jsou vybaveny pomrn jed-noduchým zaízením, které umožuje jejich mící rozsah“pestavit “. Píklad práce nap. s gravimetrem CGs - 2, pokud jde o proces vlastního mení, a proces jeho resetování - tj. pestavení jeho rozsahu.

Základem mícího systému, u vtšiny gravimetr relativního typu, je systém kemenných pružin. Reálnjší schémata mících systému nkterých gravimet-r tohoto typu jsou znázornna nap. na obr. 2.1, a obr. 2.2.

Vysvtlivky k obr. 2.1: t - torzní vlákno; m –hmotnost na konci vahadla OA; p – hlavní astazující pružina; P1,2 mící a rozsahové pružiny; Mt - moment torzního vlákna; Mp - moment pružin; Mv - moment vahadla.

Nejdležitjší souástí mícího systému u gravimetru, který je znázornn nap. na obr. 2.1, je vahadlo A s hmotností m na jeho konci, jehož výchylka je pi mení limitována rozsahovou pružinou P2. V pípad, že výchylka vaha-dla je na mené lokalit v mezích nastavených rozsahovou pružinou, lze jí vykompenzovat mící pružinou P1, kterou je možné ovládat (tj. natahovat, resp. uvolovat) pomocí mícího šroubu, který je umístn ve vrchní ásti mící pružiny. Jak je také z obr. 2.1 patrné, vahadlo je jedním svým koncem upevnno (v bod O) na torzním vláknu t, které mu umožuje vychylovat se pouze ve vertikálním smru. Jeho výchylky jsou navíc zvýrazovány hlavní astazující pružinou p, která je na její spodním konci pevn uchycena na vaha-dlo. V pípad, že se ale na lokalit s výraznou zmnou tíže bude miský systém nacházet v anomální poloze, kterou není možné vykompenzovat pomo-

Obr.2.1 Kemenný otoný systém u mechanického gravimetru

Obr. 2.2 Kemenný otoný systém gravimetru Worden

GEODYNAMIKA

- 17 (218) -

cí mící pružiny, nastavený rozsah rozsahové pružiny neumožní vtší verti-kální pohyb vahadla a nezbývá nic jiného, než provést tzv. pestavení rozsa-hu. Ponvadž základem mícího systému je u gravimetr tohoto druhu pedevším soustava kemenných pružin, je jejich miský systém velice citlivý zejména na otesy a vzhledem k tomu, že se jedná o velice choulostivý a velice drahý pístroj, je nutné veškeré úkony s ním provádt velice opatrn. Jakékoliv prá-ce, související s vlastní mením, nebo s jeho údržbou, mže tedy provádt pouze k tomu vyškolená a oprávnná osoba. Pi práci s gravimetrem je rovnž nutné dbát na to, aby byl vždy, pi provádní jakýchkoliv úkon ve svislé po-loze, nebo pi vtším úklonu od jeho svislé osy (o více než 45º) by mohlo do-jít k vážnému poškození jeho mícího systému (nap. k narušení pvodní kalibrace, k výrazné zmn jeho pesnosti, a pod.).

2.3.4 Mení s relativním gravimetrem

Provedení jednotlivého mení na každé zvolené lokalit, kde je vý-chylka vahadla v mezích nastavených rozsahovou pružinou, je pomrn snad-né. V první ad jde o urovnání gravimetru, pomocí obou libel umístných na gravimetru (a tím i mícího systému), do horizontální polohy prostednictvím k tomu urených otoných šroub a následn o uvedení vahadla mícího systému do horizontální polohy pomocí mící pružiny, kterou lze natahovat, nebo uvolovat prostednictvím mícího šroubu. Takto ovládaný pohyb va-hadla je penášen do okuláru pístroje pomocí tzv. svtelného indexu, který je nutné pesn nastavit na výrobcem definovanou mící rysku. Po dosažení jejich vzájemné koincidence, se již vahadlo mícího systému nachází v hori-zontální poloze a na digitálním odeítacím zaízení - obr. 2.3 již staí jen ode-íst hodnotu, která nám udává na meném stanovišti hodnotu tení v jednot-kách optické stupnice gravimetru. Pomocí pevodové konstanty se pevede tení z dílk mícího zaízení na hodnoty v miligalech.

Obr. 2.3 Digitální odeítací zaízení u gravimetru CGs-2.


- 18 (218) -

Nap. v pípad, že je na tecím zaízení hodnota 624,5 dílk (podobn jako na obr. 2.3), a konstanta uvedená na štítku, resp. zjištná pi cejchování má hod-notu . k = 0,10215 mGal/dílek, bude relativní hodnota tení v miligalech rovna 624,5 x 0,10215 = 64,00 miligal.

Pevodová - (pístrojová konstanta), bývá vždy definovaná výrobcem a je uvádna na štítku, pipevnném na gravimetru. Udává hodnotu v mGal na je-den dílek (tj. obrátku) mícího šroubu (nap. k = 0,10215 mGal/dílek). Ješt ped uvedením gravimetru do provozu je jí ale vhodné znovu definovat pro-stednictvím procesu, který bývá oznaován jako cejchování pístroje. Vzhle-dem k tomu, že se ale elastické vlastnosti kemenných pružin asem mní, je nutné hodnotu pístrojové konstanty, v uritých asových obdobích (minimáln jednou až dvakrát ron), znovu pekontrolovat.

Cejchování - se provádí na cejchovacích základnách. V R jsou pro tento úel vybudovány jak výškové, tak šíkové tíhové základny. Každá z nich se-stává z nkolika pevných stanoviš. Jako výšková základna slouží v R zá-kladna na Ještdu, která využívá výškový a tím i tíhový rozdíl areálu této lo-kality, který iní 92,99 mGal. Tento druh základen má pedevším tu výhodu, že tíhový rozdíl, který potebujeme mít pro urení konstanty k dispozici, existuje v celém miském rozsahu gravimetru na krátké trati a jako dopravní proste-dek mže asto sloužit lanovka. Nevýhodou tchto základen bývá ale astá nestálost meteorologických podmínek a barometrického tlaku. Šíkových zá-kladen je v R vybudováno více. Pi cejchování na nich je využíván výrazný tíhový rozdíl podél poledníku. V tomto pípad je cejchování nároné zejména z hlediska transportu. Krom autodopravy, lze k této innosti využít pípadn i leteckou dopravu (nap. vrtulník).

2.3.5 Terénní mení s gravimetrem a vyhodnocování zís-kaných podklad

Terénní mení s gravimetrem je pomrn složitjší a asov nároný proces, i když vlastní mení na jednom ádovém bod trvá pouze nkolik mi-nut. Složitost a asová náronost procesu spoívá pedevším v tom, že se v prbhu terénního mení mní nejenom tení na stupnici gravimetru, v závislosti na zmn tíhového zrychlení, ale že pístroj registruje i tíhové úinky jiných - nepíznivých faktor. V dsledku toho pak v prbhu terénní-ho mení (které trvá i více hodin) namíme na stejných bodech pokaždé jinou hodnotu tíhové zrychlení. Rozdíly v namené hodnot se mohou pohybovat i v rozmezí nkolika desetin mGal.

Pokud jde o faktory, které zpsobují tyto nežádoucí zmny ve tení gravimetru, a jenž jsou píinou tzv. “chodu gravimetru“- obr. 2.4, patí mezi n vlivy, které souvisí s procesy probíhajícími ve vlastním mícím systému v dsledku slabých náraz pi transportu, i v dsledku zmn teploty a tlaku (a to i pesto, že gravimetr je proti tomuto vlivu v pevážné míe chránn umístním do va-kuované termosky s vnitním vyhíváním). Nežádoucí, a asov promnné

GEODYNAMIKA

- 19 (218) -

zmny ve tení gravimetru vyvolává i gravitaní úinek Slunce a Msíce, kdy se jedná o tzv. slapový úinek.

Aby ale bylo možné tyto nepíznivé - nežádoucí vlivy pozdji vylouit z mení, je nutné v prbhu každodenního miského procesu njakým zp-sobem zajistit (nap. pomocí vhodn zvolené miské metodiky), aby bylo možné pozdji tyto zmny definovat, tj. aby mohl být pozdji indikován pr-bh velikosti tchto zmn, v závislosti na ase.

Za tímto úelem se asi u 10 až 15% bod, které již byly v meném denním profilu jednou zmeny, provádí cca po 2 - 3 hodinových intervalech nové - opakované mení (jak je to nap. patrné z obr. 2.4. Za stejným úelem je rov-nž vhodné - spíše však nutné, provést uprosted každého denního profilu i mení na nkterém jiném základním tíhovém bod, než na kterém bylo pro-vedeno mení na poátku a na konci denního profilu.

Pro každý mený areál se pak provádí výpoet stední chyby v mené tíži na základ všech nezávisle urených hodnot tíže na kontrolních bodech, dle vzta-hu:

[ ]ν−

±=ngm

vv

V pípad uvedeném na obr. 2.4 byly v kratších intervalech opakovány body: h, A, B, C, D, E a F. Grafické znázornní chodu gravimetru lze pak získat tak, že se namené tíhové hodnoty u všech opakovaných bod vynesou v závislosti na ase (nejlépe nap. na milimetrový papír) a stejné body se spojí pímkami - obr.4. Následn se takto vzniklé úseky posunou rovnobžn s vertikální osou tak, aby se jejich koncové body seadily do plynule probíhající pímky, resp. kivky, která definuje prbh velikosti zmn tíhových hodnot, v závislosti na ase.

Pro snadnjší, a reálnjší konstrukci chodu je vhodné mit na jednom bod alespo nkolikrát v prbhu celého miského dne, aby se pi konstrukci chodu bylo možné opít o takto vytvoenou pevnjší kostru. Není však pí-pustné urovat chod z ady bod mených tam a zpt.

Obr. 2.4. Zpsob urování chodu gravimetru.


- 20 (218) -

Odete-li se pak od namených hodnot každého, z již zamených tíhových bod, píslušná hodnota oprav - pro asový údaj, ve kterém byly píslušné bo-dy zameny, získávají se reálnjší relativní hodnoty tíže - g. V aplikované gravimetrie je tento proces znám jako “oprava o chod gravimetru“. Absolut-ní hodnoty jednotlivých - již zamených a o chod opravených - relativních tíhových hodnot se následn získají tak, že se tyto hodnoty pipotou k abso-lutním hodnotám základních bod, vzhledem ke kterým byly tyto body, v jed-notlivých denních profilech zameny.

2.3.6 Bouguerova anomálie

Vzhledem k tomu, že pro ešení úloh, zejména z oblasti všeobecné a inženýrské geologie, jsou dležitým podkladem pouze odchylky tíže od nor-málních hodnot tíže - tzv. anomálie tíže, které mají konkrétnjší vztah cha-rakteru hustotních anomalit v rzných ástech zemské kry, nemže užitá geofyzika využívat k ešení této problematiky pímo hodnoty tíhového zrych-lení, upravené pouze výše uvedeným zpsobem - tj. definované v jejich zá-kladní podob, ale musí z nich nejdíve odstranit úinky rzných nežádoucích faktor. Mezi nežádoucí úinky, které na každém bod zemského povrchu ovlivují hodnoty tíhového zrychlení, a které je nutné z hodnot tíhového zrychlení (které byly definovány pouze v jejich základní podob) odstranit, náleží pedevším úinek:

• “ideálního zemského tlesa – sféroidu, resp. elipsoidu“, tj. hmotných objekt, které se nejvíce blíží tvaru Zem;

• vyvolaný rotací Zem (jehož velikost je pímo závislá na zempisné šíce analyzovaného tíhového bodu);

• související se zmnou hodnoty tíhového zrychlení, v závislosti na nadmoské výšce;

• vertikálních složek pitažlivosti hmot topografických nerovností, na-cházejících se v okolí každého miského stanovišt, na každý bod zemského povrchu.

Odstranní nežádoucích vliv, z hodnot tíhových zrychlení, které byly defino-vány pouze v jejich základní podob, se provádí prostednictvím zavádní rz-ných druh oprav a redukcí, mezi které náleží zejména:

a) oprava o hodnotu tzv. normálního pole (gn); b) redukce Fayova; c) redukce Bouguerova; d) redukce na nerovnosti topografického reliéfu - i topografická ko-

rekce, a e) redukce izostatické.

GEODYNAMIKA

- 21 (218) -

Podle toho jaký druh redukcí je pi dalším zpracování tíhových mení zave-den, lze získat rzné druhy tíhových anomálií (anomálie Fayeovy; Bouguero-vy, resp. izostatické). Každá z nich má ale jiný geologický význam.

V pípad, že z hodnot tíhových zrychlení, které byly definované v jejich zá-kladní podob je odstrann úinek všech nežádoucích faktor, lze získat tzv. - úplnou Bouguerovu anomálii, v základní podob, která je definována vztahem:

gB(h, , ) = g– ng ()+0,3086h–0,0419h+T(h, , ) – B [mGal] (2.1)

kde - g je namená hodnota tíhového zrychlení (opravená o chod, a pepote-ná na absolutní hodnotu); ng () - tzv. normální pole, které je funkcí zem-

pisné šíky; h - nadmoská výška tíhového bodu; , - zempisná šíka a zempisná délka miského stanovišt; tzv. redukní hustota Bouguerovy desky; T (h, , ) - tzv. topokorekce, a B - je tzv. Bullardv len (pojme-novaná podle francouzského fyzika Pierre Bouguera , 1698 – 1758)

a) normální tíhové pole - ng () charakterizuje tíhový úinek hmotných ob-jekt, které se nejvíce blíží tvaru Zem (nap. elipsoidu, geoidu, resp. sféro-idu) a zohleduje již i zmny, které jsou vyvolány rotací Zem (jejichž ve-likost je pímo závislá na zempisné šíce analyzovaného tíhového bodu);

za pedpokladu, že je nap. tvar Zem aproximován rotaním elipsoidem, a že z hmotnostního hlediska je tento objekt homogenním tlesem, lze tíhové zrych-lení (resp. tíži) g vyjádit na povrchu takto zvoleného ideálního “normálního“ modelu zemského tlesa (jehož vnjší ohraniení je totožné s nulovou nad-moskou výškou) ve form vztahu:

g = ge (1 + sin2 + 1 sin2 2 ) (2.2)

kde g je normální tíže v bod P, jenž má zempisnou šíku ; ge je normální tíže na rovníku; a 1 jsou íselné koeficienty;

jelikož ale vztah (2.2) umožuje definovat pouze úinek tíhové zrychlení (resp. tíže) a ne hodnoty skuten namené tíže na fyzickém povrchu Zem, je vhodnjší oznaovat hodnoty g symbolem gn.

Pro upravený referenní geodetický model Zem byl v roce1967 odvozen vztah (3), a následn, na XV. valném shromáždní IUGG - v roce 1971, byla schválená i úprava ve form vztahu (4). Novjší práce, zabývající se proble-matikou tvaru geoidu, s ohledem na jeho nov urené parametry (systém WGS 84), vyústily po roce 1971 v definování nového vztahu pro urení normální tíže, kdy vliv zmny úinku odstedivého zrychlení, v závislosti na zmn ze-mpisné šíky , byl definován vztahem (5), který se výraznji liší od u nás doposud používaného vztahu Helmertova. gn = 978 031, 85 (1+ 0,005 278 895. sin2

- 0, 000 023 462. sin4 2) (2.3)

gn = 978 031, 88 (1+ 0,005 302 4. sin2 - 0, 000 005 9. sin2 2) cm s-2 (2.4)


- 22 (218) -

84ng = 978 032,677 137 + 5 163,074 975.sin2 + 22,760 576.sin4 +

0,123 445.sin6 + 0,000714. sin8 + 0,000004. sin10 (2.5)

kde je zempisná šíka gravimetrického stanovišt v souadnicovém systé-mu WGS 84.

Konstanty “geodetické referenní soustavy“ jsou ale i nadále upeso-vány a rozšiovány v závislosti na poznatcích, které pináší nejenom prudký rozvoj kosmického výzkumu; po odetení hodnot normálního pole, od hodnot tíhových zrychlení, které byly definovány pouze v jejich základní podob, je již ale nutné (vzhledem k tomu, že byl eliminován i vliv rotace Zem) považo-vat takto získané hodnoty (pro každé miské stanovišt) v generelu za ano-málie gravitaního zrychlení.

b) Fayovy redukce - aby bylo možné, pi využívání tíhových dat vzájemn korelovat tíhové hodnoty namené na zemském povrchu, s hodnotami normální tíže, je nutné aby se oba druhy tíhových dat vztahovaly ke stejné hladinové ploše zemské tíže; jelikož ale vypotené hodnoty normální tíže jsou definovány na úrovni povrchu hustotn homogenních, geometricky jasn definovaných hmotných objekt (sféroid; elipsoid) a hodnoty tíže zís-káváme mením na výškov promnném povrchu Zem, je nutné pevést i mená data na hladinovou plochu geoidu, od které se urují výšky zemské-ho povrchu, tj. redukovat je na píslušnou hladinovou plochu; transformaci tohoto druhu lze provést prostednictvím zavedení tzv. Fayovy redukce (RF), kdy:

RF = - 3,080. h (2.6) kde h je nadmoská výška píslušného bodu; ponvadž ale v rámci provádné transformace “pesouváme*“ teoretickou hodnotu normálního pole, z úrovn 0 m n.m. do bodu mení P, o výšce h (kdy prostedím, ve kterém se pesun odehrává je volný vzduch - tj. jde o pe-sun ve volném vzduchu) bude její úinek, vzhledem k tomu, že se vzdalujeme od stedu Zem klesat tak, že pi nárstu výšky o 1 m klesne hodnota normální tíže o 0,3086 mGal; podstatu tohoto transformaního procesu lze lépe pochopit nap. z jeho matematické formulace, kdy:

g - (g n - 3,086 h ) = g - g n + 0,3086.h (2.7) kde g je anomálie tíhového zrychlení (jak již bylo uvedeno výše, defi-novaná pouze v jejich základní podob); gn - hodnota normální pole, které je funkcí zempisné šíky, a hodnota -3,080. h - reprezentuje hodnotu redukní faktoru, v závislosti na zmn výšky o 1 m. Použije-li se pi výpotu Fayovy anomálie pouze hodnota redukního faktoru ze vztahu (2.6), lze jí definovat vztahem:

gF = g - g n + 3,086 h (2.8)

GEODYNAMIKA

- 23 (218) -

pesnjšími úvahami lze pro redukní faktor odvodit vztah, kdy

RF = - 3,085 5 h - 0,002 19 cos2 h + 0,000 000 72 h2 ;

kde h je nadmoská výška bodu P, a je jeho geocentrická šíka.

S ohledem na souasnou aplikaci eliptického tvaru Zem, ve smyslu systému WGS84, je hodnota korekce, pi redukci na volný vzduch, již zavádna dle vztahu:

[(0,308 780 – 0,000 439 sin2 ). H - (7,265 x 10-8 – 2,085 x10-10 sin2 ). H2] , a hodnota Fayova anomálie je pak definována vztahem:

gF = g ´- 84ng +[(0,308 780 – 0,000 439 sin2 ). H –

(7,265 x 10-8 – 2,085 x10-10 sin2 ). H2] (2.9) kdy g je namená hodnota tíže; H nadmoská výška v metrech (v baltském systému); 84

ng hodnota normálního pole pro elipsoid definovaný v systému

WSG84, dle vztahu (2.5) a je zempisná šíka gravimetrického stanovišt v souadnicovém systému WGS 84. V souasnosti je nutné zavést do vztahu (2.9) také opravu za rozdíl, o který se pvodn zjištná tíže v Postupimi lišila od novjších mení, vzhledem k systému IGSN71.

Proto je nutné vztah (2.9) upravit následovn:

gF = g´ - 84ng - 14,00 + 0,2 +[(0,308 780 – 0,000 439 sin2 ). H - (7,265 x 10-8 –

2,085 x10-10 sin2 ). H2] c) Bouguerova redukce - odstraní-li se z Fayeových anomálií i úinek tzv.

normálních hmot, které jsou rozloženy nad hladinou moe (tj. - nad re-dukní hladinou 0 m n.m - obr. 2.5), lze získat tzv. Bouguerovy anomálie.

V pípad, kdy je z Fayeových anomálií odpoítán gravitaní úinek veške-rých topografických hmot rozložených nad hladinou moe, lze získat úplné Bouguerovy anomálie. Jestliže je ale odpoítán pouze gravitaní úinek tzv. Bouguerovy desky - obr. 2.5, získáme Bouguerovy anomálie bez terénní korekce. Odstranní úinku tzv. normálních hmot lze provést prostednictvím zavedení tzv. Bouguerovy redukce.

Úinek Bouguerovy desky je definován vztahem:

2fh = 0,419h (2.10)

kde b hustota Bouguerovy desky - redukní hustota


- 24 (218) -

Obr. 2.5 Bouguerova deska.

d) Redukce na nerovnosti topografického reliéfu - topografická korekce

Odstraníme-li z Bouguerových anomálií bez terénní korekce i ostatních vý-še uvádné nežádoucí vlivy, získáme tzv. úplné Bouguerovy anomálie. Nežádoucí úinky tohoto druhu odstraujeme prostednictvím zavedení ko-rekcí na nerovnost terénu - tj. terénních korekcí T. V zásad jde o výpoet vertikálních složek pitažlivosti hmot topografických nerovností, které jsou rozloženy v okolí miských stanoviš. Výpoet terénních korekcí je prac-ný a pi jejich zavádní nesmíme zapomenout ani na to, že terénní korekci je nutné vždy k hodnotám Bouguerových anomálií bez terénní korekce pi-ítat - tj. , že tato korekce bude vždy kladná.

V obecné form lze terénní korekci vyjádit vztahem:

T = f ( ) ( )

drr

rn 2

,cos (2.11)

kde je objem hmot mezi zemským povrchem a ekvipotenciální plochou, která prochází bodem B - obr.6, n je smr vnjší normály k ekvipotenciální ploše jenž prochází bodem B, r je vzdálenost elementu d od bodu B, a (r) uruje prostorové rozložení hustot.

Obor je v praktické geofyzice omezován tím, že se výpoet provádí pouze do vzdálenosti R od výpoetního bodu. V R byla již i díve zvolena veli-kost R = 166,7 km a hustota je považována za konstantní. Ponvadž v tomto pípad již ale nelze Zemi považovat za rovinnou, je nutné místo Bouguerovy desky uvažovat o aplikaci vrstvy ve form kulového vrchlíku, který má vrchol v meném bod. Úinek takové vrstvy se liší od úinku nekonené Bouguerovy desky o korekní - Bullardv len B(h,), který je funkcí nadmoské výšky h uvažovaného bodu, a hustoty kulového vrchlíku obr. 2.6.

Pro hodnotu hustoty = 2,67 gcm- 3 lze hodnotu Bullardovy korekce získat prostednictvím ešení vztahu:

B = 0,001 464 71.H – 3,534. 10–7. H 2 (2.12),

kde H je nadmoská výška meného bodu (v metrech), v baltském systému.

GEODYNAMIKA

- 25 (218) -

Obr. 2.6. Schéma indikující vliv topografických hmot na mený bod (upraveno,

dle Jung 1961). Vysvtlivky: P - miské stanovišt; r - rádius okolí mi-ského stanovišt; R - polomr Zem; d - vzdálenost mezi povrchem Bou-guerovy desky a sférickým povrchem; + - , znaménka hodnot tíhového efektu hmot, jenž jsou rozloženy ve vyznaených oblastech; h - mocnost Bouguerovy desky.

Za úelem usnadnní výpotu terénních korekcí byla vypracována ada výpo-etních postup. Podrobnjší seznámení s jejich výpotem je uvedeno nap. ve skriptech - Gravimetrie.

Oznaíme-li pak terénní korekci vztahem g t T, kde T= T1 + T2 + T3 , lze úplnou Bouguerovu anomálii definovat vztahem:

g = g´ - g n + ( 3,086 - 0,419 ) h +g t – B ( m s-2 ) (2.13)

e) Izostáze - termín “izostáze“ zavedl do literatury již v roce 1889 C.E. Dutto pro pípad, kdy je zemská kra od urité hloubky výše ve stavu hydrosta-tické rovnováhy, i když je dnes nkdy tento pojmem aplikován i v pípa-dech, kdy v uritém areálu zemského tlesa, byly indikovány pouze po-znatky o urité snaze zemské kry po dosažení takového stavu. Nejbližší hladinová plocha k povrchu Zem, na které je stav hydrostatické rovnováhy dosažen, bývá oznaována jako plocha izostatické kompenzace - resp. ja-ko izostatická plocha. Na reálnou možnost existence proces tohoto druhu upozornili v polovin minulého století jak J. H. Pratt, tak G. B. Airy, když vyhodnotili výsledky jejich mení tížnice v Indii, v blízkosti Himalájského pohoí a zjistili, že odchylky mení svislice jsou menší, než odchylky zís-kané výpotem. A práv velký rozdíl mezi namenými a vypotenými hodnotami je pivedl na myšlenku, že “nadbytek materiálu nad hladinou moe, by ml být kompenzován jeho nedostatkem ve stavb hlubších ástí zemské kry“. V souvislosti s tím, pak každý z nich již v roce 1855 vypracoval a publikoval vlastní variantu izostatické teorie. V obou pípa-dech mly jejich práce nejenom reáln objasnit podstatu celého procesu, ale definovat i korekce na kompenzaci píslušných topografických hmot. Ob izostatické teorie - obr. 2.8. a 2.9., byly následn rznými autory upravová-ny, resp. byly vytvoeny zcela nové teorie, týkající se regionální kompen-zace hmot.


- 26 (218) -

Schematické znázornní vztahu hladinových ploch a tížnic k nim, je patrné nap. z obr. 2.7. Ekvipotenciální plochy jak již víme, jsou hladinovými plo-chami a udávají horizontální rovinu kolmou na vertikální smr; áry, které protínají ekvipotenciální plochy kolmo, jsou nazývány tížnicemi.

Obr. 2.7. Schematické znázornní hladinových ploch a tížnic.

(kdy se výška bodu hi nad hladinou moe mí od geoidu, podél zakivených tížnic)

V pozdjších letech skuten gravimetrická mení prokázala, že topografické hmoty jsou alespo ásten kompenzovány v hlubokých ástech zemské kry. V prostoru oceán nebyly totiž zjištny žádné významné záporné anomálie, které by odpovídaly velkým nedostatkm hmoty (v dsledku nízkého hustotní-ho parametru tohoto média), což jednoznan dovolovalo init závr, že “ne-dostatek hmoty (indikovaný v oceánech) je kompenzován pebytkem hmoty v hlubších ástech zemského tlesa“. Naproti tomu záporné anomálie, zjištné v prostoru horských masiv, dovolovaly init závr o nedostatku hmoty pod nimi.

Pokud jde o definici izostatické korekce na kompenzaci topografických hmot a o její výpoet, lze vycházet nap. ze vztahu (2.14). Pi existenci hydrostatické rovnováhy by mla pro každý hranol platit podmínka:

Gi(P) = konst.1

rg = dhr

r

(2.14)

kdy r1 a rh jsou odpovídající si vzdálenosti od stedu Zem po plochu izostatické kompenzace a po povrch Zem; je hustota hranolu, a g je tíže. Vzhledem k tomu, že g se mní s výškou jen nepatn, lze podmínku rovno-váhy definovat také následovn

Gi (P) = . r konst

1

= dhr

r

, (2.14a)

GEODYNAMIKA

- 27 (218) -

tj. každý hranol má nad kompenzaní plochou stejnou hmotnost.

V pípad že použijeme vztah:

g = g´ - g n - ( 3,086 - 0,838 ) h

lze korekci na kompenzaci topografických hmot – tj. izostatickou korekci definovat následovn:

Gi(P) = G ττ

ψd

u1

2

cosi (2.15a)

kde i je anomální hustota kompenzaních hmot; i je celkový kompen-zaní objem hmot; u je radiusvektor od bodu P, k promnnému hmotnému elementu dmi = i d , a je úhel mezi radiusvektorem u, a vertikálou v bod P.

Pi praktickém výpotu izostatických korekcí se zemský povrch lení na zóny a sektory (Hayfordovo dlení). Celková korekce se získává jako sou-et dílích korekcí Gi, vypotených pro jednotlivé sektory. Výpoet je po-dobný jako u terénní korekce. Pro jejich snazší výpoet byly rovnž vypra-covány pomocné tabulky, resp. mapy korekcí.

Izostatické anomálie se poítají tak, že k úplným Bouguerovým anomáliím se pite izostatická korekci Gi .

f) Izostatické redukce a izostatické anomálie

Prattova izostatická teorie

Tato hypotéza - obr. 2.8 pedpokládá, že spodní hranice zemské kry leží v konstantní hloubce, a že podmínka izostatické rovnováhy [s ohledem na vztah (2.14a)] je

k (h + T) = m (T - P) + 1,03 P = konst. (2.16)

kde h je výška nad hladinou moe, T je hloubka plochy izostatické kompenzace, P hloubka moe, k a m jsou hustoty kontinentálního a podmo-ského bloku zemské kry.

Prattovu izostatickou teorii následn zjednodušil J.F. Hayford tím, že se konstantní hloubka spodního okraje zemské kry neodeítá od hladiny moe, ale od zemského povrchu (nebo ode dna oceán). Tato teorie je známá jako Prattv - Hayfordv systém.

2.3.7 Airyho izostatická teorie

V Airyho hypotéze (obr. 2.9) je inn pedpoklad, že rzné bloky zem-ské kry plavou na tžším substrátu a jsou do nj ponoeny tím více, ím výše vystupuje jejich svrchní ást nad hladinu moe. Pro zemskou kru byl zvolen konstantní hustotní parametr c = 2,67 gcm-3, pro hustotu substrátu s= 3,27 gcm-3, tj. rozdíl mezi nimi iní s - c = 0,6 gcm-3.


- 28 (218) -

Ve smyslu Archimédova zákona pak ponoená ást bloku vytlaí takové množství hmoty substrátu, které se rovná hmot celého bloku. Nadbytek hmoty ponoujícího se bloku, který se nachází nad hladinou moe c h , se kompenzuje tím, že pod normální hloubkou (mocností) zemské kry T (pro h = 0) leží vrstva o mocnosti t, které hustota je rovnž = 2,67 gcm-3 a ne 3,27 gcm-3.

V souvislosti s tím potom platí:

(s – c) t = = c h , resp. hh

45,46,0

67,2 ==t (2.17)

Kompenzující defekt hustoty pak leží mezi hloubkami T a T+ 4,45 h.

Kompenzace pod dnem oceánu se dosahuje tím, že ve vrstv o mocnosti t´ je kra vyplnna hmotou substrátu - obr. 2.9. Jelikož hloubka moe je P, bude úbytek hmoty (2,67 – 1,03) P kompenzován pebytkem hmoty (s – c) t´. Z toho plyne, že

(s – c) t´ = 1,64 P, tj. t´= 2,73 P (2.18)

Obr. 2.8. Schematické znázornní koncepce izostatické kompenzace dle teorie

J.H.Pratta. Vysvtlivky: h – výška nad hladinou moe; T – hloubka plochy izostatické kompenzace; P - hloubka moe; (0) = hustota moské vody byla pedpokládána o hodnot = 1,03 gcm-3; (1) = n hustota normálního bloku pi h = 0, jenž se rovná = 2,67 gcm-3; (2) = < n ; (3) = k hustota konti-nentálního bloku, kdy k < m a (4) = m hustota podmoského bloku zem-ské kry, kdy m > n.

Kompenzace úbytku hmot v prostedí oceánu, se tak docílí pomocí vrstvy o pebytku hmot = 0,6 gcm-3, která leží mezi hloubkami T – 2,73 P a T.

GEODYNAMIKA

- 29 (218) -

Obr. 2.9. Schematické znázornní koncepce izostatické kompenzace v pojetí G.B.Airyho. Vysvtlivky k obr. 2.10: T – normální mocnost zemské kry; t – mocnost vrstvy, která leží pod krou o normální mocnosti a jejíž hustota je rovnž = 2,67 gcm-3; P – hloubka moe; t´ - mocnost kompenzaní vrstvy o = (s – c) = 0,6 gcm-3; c – hustota zemské kry o hodnot = 2,67 gcm-3; s - hustota substrátu o = 3,27 gcm-3

Izostatická anomálie pro Airyho systém se urí tak, že:

• od mených hodnot tíže se odete vertikální složka tíže všech hmot rozložených nad hladinou moe a pite se k nim deficit hmot, který je zpsoben menší hustotou moské vody (jde vlastn o úpl-nou topografickou korekci);

• se k meným hodnotám tíže pidá tíhový úinek vnjších hmot, které jsou rovnomrn rozloženy mezi hladinou moe a plochou izostatické kompenzace (jde vlastn o korekci na kompenzaci gk);

Izostatická anomálie pro Airyho systém je pak definována vztahem:

gi = [g´ + (3,086 – 0,418) h] + gk - gn (2.19)

Airy - Heiskanenv systém

Systém je v plné shod s Airyho izostatickou hypotézou. Liší se pouze tím, že Heiskanen sestavil tabulky oprav za pedpokladu, že:

• hustota zemské kry je 0 = 2,67 gcm-3 ;

• hustota svrchního plášt s = 3,27 gcm-3;

• hustota moské vody v´= 1,03 gcm-3, a


- 30 (218) -

• kompenzaní hloubky jsou H0 = 20, 30, 40 a 60 km.

Uvádné izostatické teorie ve skutenosti ale pedpokládají pouze lokální izo-statickou kompenzaci, kdy se kompenzaní hmoty nachází pímo pod kompen-zovanými topografickými hmotami a neberou v úvahu skutenost, že

• zemská kra má uritou pružnost, a

• platnost zákona o rovnosti hmot nemže být pedpokládána pouze pro libovoln malou zvolenou plochu.

Venning-Meineszova regionální kompenzaní teorie

Problematiku, kdy se zemská kra chová jako pružná deska, která se prohýbá pod váhou topografických hmot a kdy se kompenzace realizuje jak ve vertikálním,tak v horizontálním smru, zohleduje až Venning-Meineszova regionální kompenzaní teorie - obr. 2.10.

Obr. 2.10. Rozdíl v prbhu rozhraní zemské kry a svrchního pláš-t v pípad Venning-Meineszovi regionální kompenzaní teorie a ve smyslu Airy-Heiskanenova systému. Vysvtlivky: P je bod na zemském po-vrchu; P0 odpovídající bod na hladin moe; Pi odpovídající bod na kompen-zaní ploše; (Pi´ )VM odpovídající bod na rozhraní zemské kry a svrchního plášt, kdy prbh tohoto rozhraní probíhá ve smyslu Venning-Meineszovi regionální kompenzaní teorie; (Pi´)AH , odpovídající bod na rozhraní zemské kry a svrchního plášt, kdy prbh tohoto rozhraní probíhá ve smyslu Airy - Heiskanenova systému; h výška bloku nad úrovní moe; H0 kompenzaní hloubka.

Pro praktickou aplikaci v oblasti geologie se tém nikdy nevyužívají pímo namené hodnoty tíhového zrychlení, ale jak již bylo uvedeno výše pracujeme pedevším s Bouguerovými anomáliemi, nebo nám na jedné stran

GEODYNAMIKA

- 31 (218) -

umožují odstranit (resp. ve znané míe potlait) vliv pevážné ásti nežá-doucích tíhových úink a na druhé stran vylenit projevy, jejichž úinky bývají nkdy v primárním tíhovém poli znan zastínny, resp. rzným zpso-bem deformovány.

Hustotn anomálních struktury, které mohou mít pímý, resp. nepí-mý vztah k ešené problematice, jsou následn vyhodnocovány - interpreto-vanány, pi aplikaci vhodných kvalitativních a kvantitativních postup. Píkla-dem tohoto druhu zpracování tíhových dat mže být nap. níže uvedená mapa úplných Bouguerových anomálií, s korekcemi na okolní nežádoucí vlivy, zís-kaná pi archeologickém vyhledávacím przkumu nezasypané hrobky v sa-králním objektu (v kostele sv. Václava v Tovaov - okr. Perov – obr. 2.11). V tomto pípad bylo tíhové mení provedeno s krokem miské sít 1m, a ná-sledn 2m. Stední chyba v mené tíži dosahovala hodnotu ms = ± 0,13 .ms-2 a mapa úplných Bouguerových izanomál byla konstruována s krokem po 0,2 .ms-2 .

Obr. 2.11. Mapa úplných Bouguerových anomálií s korekcemi na nežádoucí okolní zdivo a známé hrobky v kostele sv. Václava, s vyznaením indikovaných a následn ovených objekt (Šutora, A., No-votný A., 1979).


- 32 (218) -

2.4 Geomagnetika

Již v dávné minulosti bylo známo, že voln pohyblivá železná magnet-ka zaujme vždy stejnou polohu vi svtovým stranám. Z tohoto hlediska lze snad i geomagnetiku adit k nejstarším geofyzikálním metodám. Magnetické pole Zem se zaalo nejdíve využívat pro navigaci a teprve mnohem pozdji i v hornictví. První využití magnetických mení v hornictví pomocí kompasu je známé cca z XVI století ze Švédska. První geofyzikální manuskript “Vý-zkum ložisek železných rud pomocí magnetických mení“ vnoval této problematice již v r. 1879 Thalen. O nco pozdji byl pro tyto úely vyvinut i tzv. Thalen-Tibergv magnetometr. Od té doby, až po souasnost, došlo ale k obrovským zmnám nejenom v oblasti vlastního pístrojového vybavení, ale i v oblasti zpracovatelské a interpretaní technologie.

V prbhu doby bylo rovnž prokázáno, že píinou výše diskutovaného jevu je orientace globálního stacionárního geomagnetického pole, jehož projev lze indikovat nejenom na zemském povrchu, ale do urité vzdálenosti i mimo nj.

Významnjší pozornost a specifické pojednání zemskému magnetickému poli vnoval nap. i sir William Gilbert, který ve svém pojednání poukázal na sku-tenost, že píinou toho, že stelka kompasu smuje k zemskému magnetic-kému pólu je pedevším to, že se sama Zem chová jako velký magnet. Navíc poukázal i na skutenost, že zemské magnetické pole je pibližn ekvivalentní poli, jaké by vyvolal velký tyový magnet, umístný ve stedu zemského tle-sa, s osou orientovanou pibližn ve smru osy rotace zemské tlesa - obr. 2.12. Pibližn v první polovin osmnáctého století jeho závry podpoil i Karl Fre-derick Gauss, který navíc poukázal na skutenost, že hlavní ást magnetického pole, indikovaného na povrchu Zem, by nemla být vyvolána externími zdro-ji, ale spíše zdroji které mají svj pvod uvnit zemského tlesa. Geofyzikální práce, zamené na przkum zemského magnetického pole, patí tedy mezi nejstarší aplikované miské geofyzikální techniky, které i v souasnosti poskytují velice cenné informace nejenom pro studium souas-ného stavu zemského geomagnetického pole.

Klasickou oblastí jejich využití je již tradin oblast vyhledávání ložisek želez-ných rud. V rámci ešení úkol z oblasti regionální geologie se uplatují i pi ešení strukturn - tektonické stavby podložních útvar v oblasti naftových pánví. Cenné poznatky poskytují pi jejich využití v rámci ešení ady úloh z oblasti detailnjšího geologického mapování. Velice asto se tato metoda také uplatuje pi ešení úloh z oblasti živnostního prostedí, zejména pokud jde nap. o problematiku kontaminace pdy tžkými kovy, apod. Zemské magnetické pole Za úelem vysvtlení píinných jev, které souvisí nejenom s existencí zemského magnetického pole, bylo doposud vypracováno znané množství studií (nap. viz kap. 6-3 in Jacobs, J.A., Russell, R.D., Wilson, Tuzo J. - 1959; resp. Sheriff, R.E. - 1989 apod.), které zdánliv uspokojivým zpsobem umožují vysvtlit jevy, které souvisí s jeho existencí. S uritostí ale ani dopo-

GEODYNAMIKA

- 33 (218) -

sud nelze potvrdit naprostou reálnost nkteré z nich. Dokonce i sám A. Ein-stein považoval pvod magnetického pole za jednou z nejvtších záhad fyziky. Jak je patrné nap. z obr. 2.12, siloáry zemského magnetického pole vystupují nad zemský povrch na jižním magnetickém pólu a naopak, smrem pod zem-ský povrch sestupují na severním magnetickém pólu. Místa, na kterých je smr siloar kolmý na zemský povrch jsou oznaována jako zemské magnetické póly. Jejich spojnice je považována za zemskou magnetickou osu, která je ale od osy zemské rotace odchýlena cca o 11,50. Prmrná hodnota zemského magnetického pole (za uritou asovou epochu) bývá oznaována jako permanentní pole a jeho asové zmny vztažené na uritou periodu se nazývají variacemi. Magnetické pole Zem je charakterizováno vektorem magnetické indukce B. Intenzitu zemského magnetického pole (dále jen ZMP), v jednotlivých bodech zemského povrchu, reprezentuje totální vektor T (obr. 2.13), který má vždy uritou amplitudu a orientaci. V pravoúhlém souadnicovém systému (kdy rovina xy je tená k zemskému povrchu a osa z je k nmu kolmá), jej lze roz-ložit na dílí složku H rovnobžnou s povrchem a složku Z, která je kolmá na zemský povrch - obr. 2.13. Osa x je pitom orientovaná ve smru geografické-ho poledníku (s kladným smrem na sever), osa z má vertikální smr (s kladný smrem dol) a osa y je orientována ve smru rovnobžky (s kladným smrem na východ). Složka H smuje vždy k magnetickému severu a je prmtem vektoru T do horizontální roviny, proež bývá oznaována jako jeho horizontální složka. Její hodnota je maximální na magnetickém rovníku a nulová na pólech. Na rozdíl od ní je složka Z nejvtší na pólech a nulová na magnetickém rovníku.

Obr. 2.12. Prbh siloar zemského magnetického pole. Prmt vektoru T na osu x se nazývá jeho severní složkou, prmt do osy y je považován za jeho východní složku a prmt do osy z je jeho - již diskutova-


- 34 (218) -

nou složkou Z. Lokální orientaci totálního vektoru uruje jak velikost úhlu I (inklinace) a úhlu D (deklinace).

Vertikální rovina, ve které leží vektor T a jeho složky H i Z, je považována za rovinu magnetického poledníku a uhel, který svírá tato rovina s rovinou geografického poledníku - obr.13, se nazývá magnetická deklinace (D). Podle toho na kterou stranu se magnetický poledník odchyluje od geografic-kého poledníku, bývá oznaována jako západní, nebo východní. Uhel, který svírá vektor T s rovinou xy (která je tená k zemskému povrchu) se nazývá inklinací (I).

Obr. 2.13. Složky intenzity zemského geomagnetického pole.

Orientaní údaje o velikostech jednotlivých diskutovaných element zemského magnetického pole jsou uvedeny tabulce 1:

Tabulka 1:

Nejreálnjší pedstavu o skuteném rozložení jednotlivých element zemského magnetického pole poskytují mapy, které jsou sestrojovány na základ pímých mení. Mené geomagnetické pole však bývá velice složité, nebo hlavní zemské (tzv. dipólové magnetické pole) je ovlivnno jak kontinentálními anomáliemi, které se rozkládají na velkých plochách zemského tlesa, tak re-gionálními anomáliemi a anomáliemi menších rozmr, které jsou vyvolány

Pibližná velikost v T Element na pólech na rovníku v R

Z 60 - 70 0 43

H 0 30 -40 20

T 60 - 70 30 - 40 47

D neuritá +10˚ až -20˚ 0˚

I ± 90˚ 0˚ +65˚

GEODYNAMIKA

- 35 (218) -

akumulacemi rzný druh magnetických i nemagnetických druh hornin, které se nachází v rzných menších hloubkách (pedevším ve svrchních ás-tech zemské kry). Stední rozmr kontinentálních anomálií se pohybuje kolem 7 000 km. V souasnosti k nim náleží zejména kladná asijská, antarktická a americká, stejn jako záporná australská, africká a islandská. Na základ nkterých in-terpretaních poznatk je jejich zdrojová oblast situována do hloubky kolem 3000 km, tj. pibližn na úrove povrchu zemského jádra. Rozmr regionál-ních anomálií se pohybuje od desítek do stovek kilometr a jejich zdrojová oblast je azena do úrovn zemské kry. Amplitudy tchto anomálií se pohybu-jí v mezích od 7 000 do 17 000 nT.

Na základ mení diskutovaného druhu bývají následn, pomocí metod tzv. postupného vyhlazování, konstruovány i mapy isolinií, ve kterých jsou již vlivy požadovaných druh anomalit (lokálních, nebo regionálních) odstranny. Izo-linie T, Z, H, X, Y se nazývají isodynami; izolinie deklinací - izogonami a izolinie inklinací (I) - isoklinami. Jednotlivé magnetické mapy jsou vždy vztaženy k uritému asovému okamžiku - tj. k urité epoše (kterou bývá nap. sted, nebo konec uritého roku), nebo jednotlivé elementy zemského magne-tického pole se v prbhu asu rznou mrou mní.

2.4.1 Zmny zemského magnetického pole

Skutenost, že se hodnoty zemského magnetického pole (tj. i jeho jed-notlivých složek) v dsledku rzných píin mní je známá již po více staletí. V nkterých pípadech tyto zmny (variace) vykazují uritou zákonitost, jindy mají zcela neuspoádaný charakter. Vzhledem k tomu, že ale tém pi každém zpracování mením získaných geomagnetických dat je potebné z nich odstra-nit veškeré nežádoucí úinky, je prbh zemského magnetického pole neustále monitorován. Mezi pístroje, které jsou k tmto úelm používány, náleží rz-né druhy variometr, magnetometr, resp. varianích pístroj. Získané zázna-my jsou známé jako magnetogramy.

Pokud jde o variace, jde o generelu a to:

a) krátkodobé pravidelné variace; b) sekulární variace; c) magnetické bouky, a d) vliv slunení innosti a jeho polohy vzhledem k Zemi.

Krátkodobé pravidelné variace

Za nejdležitjší z nich, jsou považovány denní variace s periodou sluneního dne, které jsou dsledkem magnetického efektu systému elektric-kých proud v ionosfée, jenž vznikají jako dsledek slapové innosti ionosfé-ry. V jednotlivých složkách magnetického pole X, Y, Z vyvolávají zmny ádov v desítkách nT. Pokud jde o jejich vliv na deklinaci (D), zpsobují zmny ádov v prvních desítkách minut.

Charakter jejich prbhu je závislý nejenom na zempisné šíce lokality, ale ásten i na roním období. Jejich prbh a intenzitu ovlivují i úinky krát-


- 36 (218) -

kodobých jev, které jsou vesms pímým, nebo nepímým dsledkem slune-ní aktivity. Doba jejich psobení bývá rzná a mní se od nkolika zlomk sekund do desítek minut. Stejn tak se mní i jejich amplitudy, od zlomk nT do desítek nT.

Sekulární variace

V generelu se jedná o dlouhodobé zmny jednotlivých složek zemského magnetického pole. Z dlouhodobého porovnávání jejich stedních roních hod-not je zejmé, že se mní systematicky, a že vykazují zmny jak v ase, tak v rychlosti. I tento druh zmn je neustále sledován celosvtovou sítí geomagne-tických observatoí. Tyto zmny jsou svazovány s procesy probíhajícími uvnit zemského tlesa a jejich perioda je odhadována pibližn na nkolik staletí (cca 500 let).Na existenci tchto zmn, kdy se hodnoty geomagnetické pole mní systematicky na stejném míst, poukázal již v r. 1635 H. Gellibrand v souvislosti s mením deklinace v Londýn a s porovnáním získané hodnoty s hodnotami z let 1580, 1622, 1634. Z ukázky indikovaných zmn element D a I na observatoích v Paíži a Londýn je také patrné, že smr magnetického vektoru opsal doposud tém úplný pláš kuželu, a že doba úplného obhu je opravdu nco kolem 500 let. Sekulární variace složek zemského magnetického pole lze pozorovat pímo teprve od roku 1840, kdy K.F. Gauss zavedl metodu mení horizontální složky.

Obr. 2.14. Ukázka sekulární zmny magnetické deklinace a inklinace v Londýn a Paíži. (upraveno dle práce F.D. Stancey - 1969)

V dsledku psobení sekulárních variací je neustále nutné obnovovat geomag-netické mapy, které mají platnost vždy pouze pro uritou epochu. Standardní referenní modely bývají vyhotovovány cca po pti letech.

Magnetické bouky

GEODYNAMIKA

- 37 (218) -

Jejich píinou bývá mimoádn aktivní slunení innost a jejich akti-vita postihuje celý povrch naší planety souasn. Jejich výskyt je nepravidelný, a jako takové vyvolávají nepravidelné variace o intenzit i nkolika stovek nT.

Vliv slunení innosti

Tento druh innosti je bezprostedn svázán s psobením ástic slune-ního vtru, které soustavn vystupují ze sluneního povrchu do okolního pro-stedí. Jde o elektricky nabité ástice (ionty), které jsou zachycovány zemským magnetickým polem a následn se pohybují podél jeho siloar. V dsledku proces tohoto druhu pak v blízkosti pólu dochází ke zhušování siloar a v nkterých pípadech i ke vzniku polárních záí.

Magnetické vlastnosti hornin

Vzhledem k tomu, že lokální anomálie zemského magnetického pole (které jsou ovlivnny i rznými zmnami v magnetizaci horninových celk) jsou pedmtem zájmové innosti nejenom v užité magnetometrii, je velice dležitá i znalost magnetických vlastností hornin, nebo uritá ást magnetic-kých úink, indikovaných v rámci mení zemského magnetického pole, má pímý vztah i k úinkm hornin, které jsou zastoupeny na stavb zemské kry. Magnetismus tohoto druhu vyvolává totiž také odchylky - anomálie od nor-málního prbhu zemského magnetického pole, piemž v nkterých pípadech mohou tyto “lokální“ magnetické anomálie, zejména v prostoru významných ložiskových oblastí (jako nap. v oblasti Kurska, resp. Kiruny) dosahovat hodnot až nkolika nT. Magnetizace je totiž vektorová veliina, která charakterizuje schopnost neje-nom hornin a horninových celk vytváet si ve vnjším magnetickém poli se-kundární magnetické pole. Jako taková je vyvolána jak magnetizací stávají-cím magnetickým polem, tak i pirozenou remanentní magnetizací, která pedstavuje uritý druh permanentní magnetizace, která je nezávislá od sou-asného zemského pole. Pirozená remanentní magnetizace je totiž parametrem, kterého povaha je velice složitá, nebo byl dlouhodob (od období vzniku horniny, až po souas-nost) formován znaným množstvím fyzikálních a chemických faktor. Je totiž parametrem, který je závislý pedevším od termální, mechanické a magnetické historie horniny. S ohledem na uvedené skutenosti mohou hodnoty tohoto parametru (v nkterých pípadech) dokonce i mnohokrát vtší, než hodnoty indukované magnetizace. Celková magnetizace horniny je tedy vektorovým soutem indukované mag-netizace Mi a pirozené magnetizace Mn, kdy koeficient

iMnMQ=

udává, kolikrát vtším podílem pispívá vektor Mn k celkové magnetizaci. Magnetismus hornin má svj pvod zejména ve feromagnetických nerostech, které hornina obsahuje.

Magnetická susceptibilita a indukovaná magnetizace


- 38 (218) -

Magnetická susceptibilita χχχχ je závislá na druhu a množství magnetic-ky aktivních minerál v hornin, od velikosti zrn, jejich rozptýlení v hornin, i na nkterých dalších faktorech. Mezi nejvýznamnjší magneticky aktivní mine-rály lze adit významn magnetické oxidy - tj. magnetit Fe3O4, maghemit (γ -Fe2O3), stejn jako pevné roztoky magnetitu s ulvospinelem (Fe2TiO4), dále slabji magnetické minerály hematitové ady (jako nap. α Fe2O3 a sulfidické minerály, nap. triolit (FeS) a pyrit (FeS2).Vzhledem k tomu, že nejenom za-stoupení magnetických minerál bývá u stejného druhu horniny na rzných lokalitách velice variabilní, ale že i hodnota susceptibility mže být ovlivnna jinými druhy proces (viz nap. tab. 2, obr.15) neuvádíme zde žádný pehled hodnot susceptibilit, ani u nkterých základních horninových typ. Lze jen podotknout, že významnjší magnetické vlastnosti vykazují pedevším vulka-nické horniny, hlubinné vyveliny a metamorfity, a že pomrn velice málo magneticky aktivních minerál bývá obsaženo v nap. ve vápencích a dolomi-tech. Poznatky o vztazích mezi hustotami a susceptibilitami, prezentujeme pede-vším pouze jako názorný píklad toho, že i jiný druh pírodních proces (jako je nap. stupe serpentinizace horniny) mže být významným faktorem, který dokáže významným zpsobem ovlivnit nejenom hodnoty magnetické suscepti-bility a hustotních parametr horniny, ale že v nkterých pípadech, nap. pi nezvážení i této možnosti, lze pak dospt v rámci interpretaního procesu ke zcela nesprávným interpretaním závrm.

Tabulka 2: Píklad vztahu mezi hustotními parametry, porózitou a sus-ceptibilitami

Vrt a hloubkový

interval

(v metrech)

Hustota

(kg.dm-3)

Porosita

(%)

KAPA

(10-6 SI)

Horninový typ

Senné – 8

3432-3436

vzorek . 10 2.587 - 2.695 4.0 357 serpentinizovaný peridotit

vzorek . 10a 2.559 - 2.673 4.2 404 serpentinizovaný peridotit

vzorek . l0b 2.499 - 2.662 6.2 501 chloritický fylit

Zbudza-1

2803-2808

vzorek .11a 2.835 - 2.866 1.1 64 018 serpentinizovaný peridotit

vzorek . 11b 2.596 - 2.676 2.9 127 167 serpentinizovaný peridotit

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

GEODYNAMIKA

- 39 (218) -

ného pole psobí v obráceném smru, než intenzita primárního pole. U para-magnetických látek intenzita indukovaného pole psobí ve stejném smru, jako intenzita primárního pole, proež tyto látky vykazují uritý magnetický moment, i bez pítomnosti primárního pole. Feromagnetické látky mají klad-nou a vysokou magnetickou susceptibilitu, intenzita indukovaného pole p-sobí ve stejném smru, jako intenzita primárního pole a výraznji ho zesiluje. Látky tohoto druhu velice asto vykazují znaný magnetický moment i bez pítomnosti primárního pole.

Tabulka 3: Vztah mezi hustotními parametry, porózitou a susceptibilita-mi na vrtu Komárovce -1 (ukoneno v r. 1966) Vrt a hloubkový

interval

(v metrech)

D0

(kg.dm-3)

Dm

(g.cm-3)

Porosita

(%)

KAPA

(10-6 SI)

983.0 2.699 2.706 0.2 2 609

1095.5 a 2.636 2.641 0.2 1 673

b 2.627 2.634 0.3 2 759

1155.5 a 2.395 2.581 7.2 20 746

b 2.533 2.567 1.3 20 710

1194.0 a 2.643 2.648 0.2 11 259

b 2.607 2.615 0.3 11 493

1198.0 a 2.572 2.578 0.3 13 547

b 2.561 2.569 0.3 13 285

1304.2 2.556 2.592 1.4 11 693

1320.5 a 2.601 2.609 0.3 16 781

b 2.605 2.615 0.4 12 412

1350.0 2.699 2.710 0.4 5 251

1488.0 a 2.730 2.737 0.3 9 152

b 2.717 2.725 0.3 10 699

1500.0 2.731 2.736 0.2 11 133

1528.0 a 2.506 2.551 1.7 17 114

b 2.505 2.547 1.7 18 007

hloubka neznámá 2.717 2.803 3.1 2 026


- 40 (218) -

Obr. 2.15. Píklad vztahu mezi hustotními parametry (D0) a susceptibilitami () urený na základ vzork z vrt Komárovce-1, Senné-8 a Zbudza-1. Vysvt-livky: ísla uvedená u oznaení jednotlivých vzork reprezentují hloubky, z jakých byly vzorky odebrány – tab. 3; v generelu lze konstatovat, že pi zvý-šení serpentinizace dochází ke zvýšení susceptibility, což je doprovázeno sní-žením hodnot hustotního parametru.

Pirozená remanentní magnetizace

Je parametrem, jehož povaha je velice složitá, nebo byl dlouhodob (od období vzniku horniny, až po souasnost) formován znaným množstvím fyzikálních a chemických faktor. Je totiž závislý pedevším od termální, me-chanické a magnetické historie horniny. S ohledem na uvedené skutenosti mohou být jeho hodnoty v nkterých pípadech dokonce i mnohokrát vtší, než hodnoty indukované magnetizace.

Celková magnetizace horniny je pak, jak již bylo uvedeno výše, vektorovým soutem indukované magnetizace Mi a pirozené magnetizace Mn, kdy koefi-cient Q, jak již bylo uvedeno výše, udává kolikrát vtším podílem k celkové magnetizaci pispívá vektor Mn.

Magnetické efekty nejenom geologických tles

Jednotlivá vyhledávaná tlesa geologického, i negeologického charakte-ru (ložiska železných rud apod., stejn jako nap. munice, železné objekty, ar-cheologické objekty, objekty související s kontaminací pdy tžkými kovy, apod.) však ve vtšin pípad nemívají pravidelné tvary. I pesto vše je ale lze pi interpretaních - vyhodnocovacích pracích, aspo v prvním piblížení, v mnohých pípadech pirovnat k nkterým tlesm pravidelného geometrického

GEODYNAMIKA

- 41 (218) -

tvaru (jako jsou nap.: koule, válec, deska, rotaní elipsoid apod.) a využít tak možnost ešení zadané úlohy na bázi srovnání zjištné anomálie se známými úinky, nkterého z tles diskutovaného tvaru (viz nap. píklady in Mareš et al. 1979). Zejména geologická tlesa vykazují v pírodních podmínkách velice asto i znan nehomogenní magnetizaci. Je-li pitom ale stední hodnota magnetizace ve vtších ástech tlesa vícemén stejná, pak se projev tohoto efektu (v dostaten vzdálených bodech od tlesa) výraznji neprojeví a mag-netické pole odpovídá poli tlesa, které je magnetizováno homogenn. Parame-try, jako jsou velikost a tvar magnetické anomálie, jsou v generelu determino-vány zejména faktory, jako jsou tvar anomálního tlesa, hloubka jeho uložení, jeho magnetické vlastnosti, zempisná šíka místa jeho rozložení a orientace jeho delší osy (resp. orientace interpretaního profilu) vzhledem k severu.

Pístroje používané pro geomagnetická mení

Prudký rozvoj, který nastal v oblasti pístrojového vybavení, zejména v období posledních dvou desetiletí, umožuje dnes pomrn rychle a s vysokou pesností realizovat geomagnetická mení jak na zemském povrchu, letecky, tak i ve vrtech. Stejn rychlý rozvoj byl v uvedeném období zazname-nám i u pístrojového vybavení, používaného k mení magnetických vlastností (v laboratoích) a u pístroj, používaných pímo v terénních podmínkách na mení magnetické susceptibility (tzv. kapametr). I pesto vše jsou ale v ad institucí ješt i v souasnosti používány (zejména pro úely pozemního mení) protonové magnetometry, nebo patí mezi pístroje, které již pi mení absolutní hodnoty magnetického pole T (obr. 2.13) využívají chování “základních stavebních kamen hmoty“, za pítomnos-ti magnetického pole. Pístroje tohoto druhu, mají také pln vyhovující citli-vost (na úrovni 1nT), celosvtový rozsah, jsou schopny pracovat v teplotních mezích od – 40º do +60º C a jedno tení lze na nich provést cca bhem 5-10 vtein. Jsou také lehce penosné. Sestávají z lehké mící sondy umístné na tyi a z vlastního mícího zaízení, které mže být umístno na zádech operá-tora, nebo uvnit lehce penosného pístrojového pouzdra. Jejich hlavní nevý-hodou je jen to, že nemohou být aplikovány v libovoln vysokém gradientu magnetického pole. Mimo oblast eské republiky, zejména pro úely leteckých mení, byly v posledních dvou desetiletích používány tzv. atomové magnetometry (cézi-ové, resp. rubidiové), které vykazují o ád vyšší citlivost, než protonové mag-netometry. V souasnosti již i nkteré eské przkumné organizace využívají, pi pozemních geomagnetických meních, nejmodernjší pístrojová vybave-ní, jako jsou nap. cesiový magnetometr SMARTMAG, nebo draslíkový magnetometr GSMP-30. Oba pístroje patí mezi magnetometry s optickým erpáním cesia nebo draslíku. Oba jsou nabízeny s rznou kapacitou záznamo-vé pamti, do obou lze integrovat pijíma naviganího systému GPS a ob spolenosti nabízí záznamový a zpracovatelský software. Pokud jde o významnjší provozní parametry obou posledn uvádných pí-stroj, jsou následující: Cesiový magnetometr SMARTMAG od fy. SCINTREX:


- 42 (218) -

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

hu bateriového zdroje) Draslíkový magnetometr GSMP-30 od fy. GeM - Systém: Rozsah mení ………………………………………………. 10 000 – 100 0000 nT Citlivost …………………………………………………….. 0,001 nT Absolutní pesnost …………………………………………. ± 0,01 nT Teplotní drift ……………………………………………….. 0,01 nT/ °C Tolerance gradientu ............................................................... 5 000 nT/ m Orientaní cena …………………………………………….. 536 000 K

2.4.2 Terénní geomagnetická mení

Stejn jako pi gravimetrických meních, je i v tomto pípad volba zpsobu provedení terénních prací bezprostedn závislá na požadavcích pro-jektového zadání. Faktory, které je pi volb metodiky terénních prací nutné zohlednit, závisí pedevším na:

• požadovaném druhu mení (regionálního, nebo detailního charak-teru; profilového, nebo plošného charakteru);

• charakteru geologické stavby a magnetických vlastností pedmtné oblasti;

• volb zpsobu, který umožní zajistit efektivní odstranní vlivu ne-žádoucí faktor, ovlivujících terénní geomagnetická mení (den-ních variací; pítomných kovových objekt v prostoru pedmtné lokality, nebo v její bezprostedním okolí; elektrifikovaných tratí, a pod.).

2.4.3 Regionální geomagnetická mení

Bývají provádná v mapovacích mítcích od 1: 200 000 až do 1: 25 000 za úelem dalšího upesnní poznatk o regionální geologické stavb pedmtného areálu. Umožují lokalizovat a specifikovat pedevším hlavní geologické struktury, indikovat rzná hloubji uložená geologická tlesa vt-ších rozmr a skýtají dležité podklady pro oblast ložiskové prospekce. V sedimentárních oblastech poskytují cenné informace i pro úely ropné pro-spekce, kdy umožují ešit nkteré úlohy z rámce problematiky strukturn - tektonické stavby podložních útvar. V souasné dob již bývá tento druh m-ení provádn pevážn na bázi leteckých mení.

GEODYNAMIKA

- 43 (218) -

2.4.4 Detailní geomagnetická mení

Pi detailních geomagnetických mení jsou práce provádny v mítcích od 1:25 000 níže. Nejastji však v mítcích od 1: 10 000 až po 1: 100 apod., tj. dle poteb sledovaného zámru. Jsou využívány k úelm, o nichž jsme se již zmínili, tj. k vyhledávaní tles geologického, i negeologické-ho charakteru (ložiska železných rud apod., stejn jako nap. nevybuchlé muni-ce; železné objekty; archeologické objekty, i objekty související s kontaminací pdy tžkými kovy, apod.). V ad pípad se jedná i o mení migromagnetic-kého charakteru, kdy jsou mické práce provádny pi rozestupu miských bod i mén nž 4 - 5 metr.

Pi geodetickém zabezpeení geomagnetických prací, provádných v mítku 1 : 25 000, platí tém ty samé podmínky, jako pro situování tíhových bod u gravimetrických prací plošného charakteru, tj. je nutné dbát na to, aby bylo mené území pokryto plánovanými body rovnomrn, piemž by minimální hustota v rozložení bod nemla poklesnout pod 3 body/km2. V krajním pípa-d by nemla pekroit 7 bod/km2. Z ekonomického hlediska by mly být jednotlivé miské body umístny tak, aby bylo jejich zamení v terénu snadné, plynulé a aby nebyly situovány v blízkosti rušivých zdroj.

Pi situaním zakreslování jednotlivých bod do topografických map, je nutné postupovat tak, aby poloha jednotlivých bod byla do nich zakreslena s maximální grafickou pesností (0,1mm) - a již se jedná o mení plošného nebo profilového charakteru, ímž se dosáhne pesnosti zákresu, který odpoví-dá hodnot 0,5 mm v mítku mapy (tj. vnitní pesnosti celkové obsahové ná-pln mapy). Pro každý miský bod se vyhotovuje pímo v terénu jeho po-drobná topografie. Pro poteby urení hodnot oprav o pirozený šíkový gradi-ent geomagnetického pole a pro poteby vyhotovení finálního katalogu geo-magnetických dat se následn urují i pesná souadnicová data jednotlivých bod. Vzhledem k tomu, že pi finálním zpracování získaných geomagnetic-kých dat je nutné zavádt opravy za vliv denních variací, je nutné jiným pí-strojem (nebo jiným zpsobem) prbžn a z asového hlediska podrobn registrovat prbh variací pímo v oblasti mení.

2.4.5 Zpracování terénních mení

Pi finálním zpracování namených dat, z nich prostednictvím zavá-dní píslušných oprav odstraujeme jak hodnoty nežádoucího úinku denních variací, tak nežádoucího vlivu pirozeného šíkového gradientu geomagnetic-kého pole (tj. hodnoty tzv. normálního pole).

Takto získaná - opravená data, bývají prezentovány (v požadovaném mítku) dle druhu provádného mení (profilového, resp. plošného) a to bu prosted-nictvím jednotlivých geomagnetických profil, nebo formou plošných map.


- 44 (218) -

2.4.6 Interpretace získaných dat

Na základ poznatk, získaných o rozložení anomálního potenciálu na pedmtné lokalit, se pi interpretaci magnetických anomálií mže jednat ne-jenom o ešení tzv. obrácené úlohy - tj. o urení pibližného tvaru, polohy a rozmr anomálního zdroje (zdroj), nebo o pípadné urení horninových dru-h a strukturních prvk, které jsou píinnými prvky vzniku geomagnetické anomálie. Pi ešení úlohy tohoto druhu je již ale nutné mít, krom magnetic-kých vlastností hornin z oblasti zájmu, k dispozici i reálnjší poznatky o její geologické stavb.

Pi ešení obrácené úlohy, je na základ charakteristických tvar anomálního prvku (jimiž se anomální zdroj prezentuje bu v map izanomál, resp. na profi-lech), také vhodné pedem odhadnout reálný tvar rušivého - anomálního zdroje. V pípad, že jsou izanomály anomálního tlesa v map isolinií výrazn prota-ženy v jednom smru, mže se jednat o projev tlesa, jehož píinným zdrojem mže být tleso, které je podobné tenké desce.

Jestli-že jsou indikované anomálie reprezentovány v map izanomál nap. uza-venými kivkami ve tvaru, který se podobá kružnicím, mohou být jejich zdro-jem tlesa pibližn kulovitého, nebo eliptického tvaru, resp. podobající se svislému válci, i svislé tyi apod.

Pomrn rychlé nalezení vhodného tvaru anomálního zdroje usnadují pi pro-filovém mení nap. nap. atlasy teoretických kivek, kdy lze na bázi srovnání tvaru namené anomální kivky, s nejlépe vyhovující teoretickou kivkou, získat reálnjší názor nejenom o tvaru anomálního zdroje, ale i o jeho písluš-ných fyzikálních parametrech. Pi ešení problematiky kvantitativní interpreta-ce indikovaných anomálních prvk, kdy se jedná pedevším o nalezení co možná nejreálnjších poznatk o vtšin parametr anomálního zdroje, se dnes pomrn úspšn využívají i interpretaní postupy, které umožnil jak prudký rozvoj výpoetní techniky, tak i interpretaního programového vybavení.

2.4.7 Možnost využití magnetometrie i pro jiné, než ryze geologické úely

Vzhledem k tomu, že zejména horniny obsahující magneticky aktivní minerály (jako jsou nap. magnetit, hematit, ilmenit, pyrhotín apod.) se pi je-jich vzniku zmagnetizují, pod vlivem v té dob psobícího zemského magne-tického pole (tj. ve smru jeho psobení a pod vlivem jeho intenzity), lze tuto skutenost (pokud nedojde v pozdjších geologických obdobích, v dsledku psobení nejrznjších fyzikálních a chemických faktor k jejich výraznjšímu formování), využít i pi analýze možných zmn magnetického pole Zem v prbhu dlouhodobé historie vývoje naší planety. Problematikou tohoto druhu se zabývá paleomagnetický výzkum.

V rámci výzkumné innosti tohoto druhu, doposud získané poznatky pisply znanou mrou nejenom k ešení ady základních otázek z oblasti globální tektoniky (jako jsou nap. procesy související: s rozšiováním oceánského dna, s pohybem litosférických desek, s inverzí zemského magnetické pole, s problematikou klimatických zmn nejrznjšího druhu apod.).

GEODYNAMIKA

- 45 (218) -

Na základ paleomagnetických analýz, vhodných horninových vzork, bylo nap. také skuten prokázáno, že v prbhu dlouhodobého vývoje naší Zem došlo vícekrát ke zmn polarity zemského magnetického pole, což je názorn patrné nap. i z poznatk prezentovaných na obr.16. Paleomagnetika také významnou mrou pispívá k ešení nkterých úkol z oblasti archeologického výzkumu, kdy lze v nkterých pípadech úspšn využít i analýzu krátkodo-bých variací zemského magnetického pole nap. pro úely datování nkterých archeologických objekt.

Obr. 2.16. Poznatky vyplývající z analýzy problematiky zmn polarity zem-ského magnetického pole v zón rozšiování moského dna. (dle Sheriff -1989)

2.5 Geoelektrika

2.5.1 Úvodní ást

Geoelektrika je geofyzikální disciplínou, jejíž reálný rozvoj lze datovat teprve do období ticátých let práv prošlého století. Zabývá se jak mením a analýzou stacionárního pirozeného elektrického pole Zem, tak i široké škály umle vyvolaných stacionárních elektrických a nestacionárních elektro-agnetických polí. innost této geovdní disciplíny je v pevážné míe zamena na analýzu reakcí horninového prostedí (v oblasti zájmu, resp. na zadané lokalit) na aplikovaný druh umle vyvolaného stacionárního elektrického pole, resp. nestacionárního elektromagnetického pole.

Již v úvodní ásti této kapitoly je ale nutné podotknout, že pi ešení geologic-kých úloh jsou geoelektrické metody nejastji aplikovány pouze na ešení úkol z hloubkového intervalu kolem prvních desítek, resp. stovek metr.

V souasné dob lze geoelektrické przkumné práce provádt podobn, jako v pípadech obou výše uvedených geofyzikálních disciplín, tj. na pevném zem-ském povrchu, na bázi aplikace letecké przkumné innosti, stejn jako pod zemským povrchem a ve vrtech. Geoelektrické metody nalézají široké uplat-nní v geologii, hydrogeologii, v geotechnice, ve stavebnictví, pi przkumu svahových deformací, pi vyhledávání zneištní horninového prostedí a pi


- 46 (218) -

realizaci následných sananích metod, stejn jako v archeologické praxi, resp. i v mnoha jiných prmyslových.

Umle vyvolané stacionární elektrické pole, resp. nestacionární elektromag-netické pole je vytváeno pomocí širokého sortimentu aplikovaných aparatur. V nkterých pípadech jsou analyzovány i vlivy jiných polí na horninové pro-stedí (jako nap. polí, která jsou vytváena rznými komunikaními aparatu-rami).

Zejména velká pestrost aplikovaných zdroj pak pi analýze horninového pro-stedí umožuje, využívat i širší sortiment fyzikálních parametr. V tchto pí-padech lze horniny v generelu diferencovat i dle mrného odporu, permitivi-ty, resp. elektrochemické aktivity. Mrný odpor hornin je ovlivnn mnoha faktory, pedevším: mineralogickým složením horniny, porózitou, stupnm nasycení horniny vodou, mineralizací kapaliny, která zapluje póry, struktu-rou a texturou horniny, stejn jako tlakem a teplotou. V aplikované geofyzice se mrný odpor hornin uruje jako odpor, který elektrickému proudu klade krychle o hran 1m a to ve smru kolmém na stnu krychle. Pi jeho urení se vychází ze známého zákona, který definuje vztah mezi odporem vodie R, jeho délkou l a píným ezem S (jako nap. pi urování odporu drátného vodie - obr. 2.17). Hodnoty mrných odpor, nkterých základních horninových dru-h jsou pro informaci uvedeny v tabulce 1e.

Obr. 2.17. Definice mrného odporu.

Permitivita vyjaduje v generelu schopnost zesilovat, nebo zeslabovat elek-trické pole v dsledku polarizace - tj. dle uspoádané orientace vázaných elek-trických náboj. V geoelektrické praxi byla zavedena jako bezrozmrná velii-na. U rzných hornin se mní od 2 až 3, do hodnot kolem 40. Minimální hod-noty bývají typické pro suché porézní horniny. Maximální hodnoty bývají in-dikovány u tchto hornin v pípadech, kdy jsou pln nasyceny vodou. Rozho-dujícím faktorem, který uruje velikost permitivity je tedy pedevším stupe nasycení horniny vodou.

Tabulka 4. Ukázka hodnoty mrných odpor nkterých horninových druh.

GEODYNAMIKA

- 47 (218) -

Hornina, ruda Mrný odpor ρρρρ

(ΩΩΩΩm)

Sedimentární horniny

hlíny 10-1 až 102

písky nasycené minerální vodou 10-1 až 10

jíly 10 až 102

slepence 10 až 104

písky 102 až 104

pískovce 102 až 104

vápence 102 až 104

sádrovce 104 až 106

Magmatické a metamorfované horniny

jílovité bidlice 10 až 103

krystalické bidlice 102 až 104

ruly 102 až 104

žula, syenit, gabro a edi 102 až 105

kemence 103 až 105

Rudy

chalkopyritové zrudnní 10-4 až 10-1

galenitové zrudnní 10-2

arzenopyritové zrudnní 10-1

hematitové zrudnní 10-1 až 102

chromitové zrudnní 103

antimonitové zrudnní 103 až 107

Používané pístrojové vybavení

Vzhledem k tomu, že pínos výhod, které na jedné stran skýtá mož-nost aplikace široké škály metodických postup (pi ešení úloh nejrznjšího druhu) byl na druhé stran tém vždy nepízniv snižován nejenom znanou asovou nároností na píslušnou úpravu mícího zaízení (jako celku), byla zejména v posledních dvou desetiletích práv prošlého století zamena znaná pozornost rzných przkumných organizací na vývoj systém, které by neje-nom minimalizovaly diskutovaný druh nevýhod, ale které by pi sbru a rych-lém vyhodnocení dat umožovaly využít i možnosti, které nabízel prudký roz-voj výpoetních technologií.

Tj. systém, které by pi aplikaci jednoho druhu “kabeláže“, umožovaly zajis-tit nejenom rychlý sbr mených dat, pro rzný druh zvoleného vzájemného uspoádání elektrod, ale které by v rámci realizace celého procesu, umožnily využít i možnosti, které skýtá probíhající rozvoj výpoetních technologií.


- 48 (218) -

Mezi pístroje tohoto druhu, lze v R adit nap. Resistar RS - 100, využívají-cí multielektrodový kabelový systém ME-100 (výrobek podniku Geofyzika -Brno, R). Jelikož velkým problémem, nap. pi aplikaci metody odporového profilování, bývá mení malých naptí mezi mícími elektrodami, byla a je znaná pozornost vnována i výrob elektronických autokompenzátor.

Nejastji používané geoelektrické metody

Pokud jde o souasné lenní geoelektrických metod, bývají v generelu lenny do tech výraznji diferencovaných skupin.

a) do první skupiny bývají azeny:

stejnosmrné odporové metody; potenciálové metody; metoda vyzvané polarizace; metoda mení magnetického pole stacionárního elek-

trického proudu.

b) do druhé skupiny bývá azena:

metoda spontánní polarizace. c) do tetí skupiny bývá azena:

metoda blízké zóny; metoda vzdálené zóny; metoda využívající georadar;

Metody zaazené do první skupiny

Pi provádní mení je u tchto metod aplikována uritá obdoba kla-sické formy micího systému, který bývá využíván pi mení elektrického odporu.

Je tedy aplikován tzv. elektródový systém, kdy jsou dv proudové elektrody (A i B) napojeny na zdroj elektrického proudu (ZP) a pi dobrém kontaktu s horninovým prostedím jsou využity k vytvoení elektrického pole v analyzovaném prostedí. Další dv - mící elektrody (M a N) - obr. 2.18 jsou využívány pro mení vzniklého naptí mezi dvma zvolenými body.

Stejnosmrné odporové metody

Používají se pedevším na zjištní prostorové promnlivosti mrného elektrického odporu analyzovaného prostedí. Vzhledem k tomu, že jedním z hlavních faktor, který mrný odpor ovlivuje je pedevším porosita, nalézají jednotlivé varianty této metody široké uplatnní jak pi ešení klasických geo-logických problém (nap. ke sledování rozhraní mezi komplexy krystalických a sedimentárních hornin, apod.), tak v hydrogeologii, inženýrské geologii (nap. pi inženýrsko geologickém a geotechnickém przkumu svahových de-formací), v geotechnice, i v ekologických projektech (nap. pi vyhledávání zneištní horninového prostedí a pi realizaci následných sananích metod).

GEODYNAMIKA

- 49 (218) -

V pípadech, kdy je pedpokládána diferenciace horninového prostedí podle odporu v horizontálním smru, bývá uplatována metoda odporového profilo-vání. Pi ešení úloh, kdy je pedpokládána maximální diferenciaci horninové-ho prostedí podle odporu ve vertikálním smru, uplatuje se metoda odporo-vého sondování.

2.5.2 Metoda odporového profilování

Pi její aplikaci jsou elektrody rozloženy na jedné profilové linii, podél které se lze s libovolným krokem (pi zachování vzájemného uspoádání elek-trod) posunovat dále a zjišovat promnlivost mrného elektrického odporu analyzovaného prostedí.

Pod pojmem uspoádání elektrod se rozumí zvolené a pesn definované roz-místní elektrod. Pro rzné úely mže být zvoleno rzné uspoádání elektrod.

Hloubkový dosah provádného mení závisí na tzv. délce uspoádání L.

Za nejastji používané potenciální uspoádání je považováno tzv. Wennerovo uspoádání, pi kterém je vzdálenost všech sousedních elektrod stejná a uspo-ádání je symetrické (platí tedy AM = MN = NB = L, viz. obr. 2.19/1).

Pi odporovém profilování, i vertikálním elektrickém sondování bývá asto aplikováno i tzv. Schlumbergerovo uspoádáni, které se od pedešlého liší pedevším malou vzdáleností elektrod MN ( nap. obr. 2.19/2). V pípad, že je odporové profilování provedeno v rovnomrn rozložené síti profil, lze na základ získaných poznatk sestavit mapu mrných elektrických odpor.

Obr. 2.18. Schéma elektrodového systému a jím vytvoené elektrické pole.

Pi aplikaci stejnosmrných metod je men potenciální rozdíl, tj. naptí ∆V mezi dvma body. S ohledem na zadání projektové dokumentace bývá asto nutné, pro reálnjší ešení úkol, volit rzný metodický postup - tj. odlišné druhy uspoádání elektrod. Z toho plyne, že zmny tohoto druhu musí být pak zohlednny i pi zpracování získaných dat.


- 50 (218) -

Obr. 2.19/1,2. Ukázka rzného uspoádání elektrod.

V pípad, že pro znázornní celého procesu aplikujeme nap. experimentální konfiguraci (uvedenou nap.na obr. 2.19a), kde jsou dv proudové elektrody umístny relativn blízko sebe, mžeme pro známou konfiguraci elektrod, která je uvedena na níže uvedeném obrázku (kdy je vzdálenost mezi tymi elektrodami r1, r2, r3, r4), definovat hodnotu odporu (pro toto prostedí) na jed-notlivém miském stanovišti dle vztahu (2.20):

Použijeme-li pak pro proudové elektrody oznaení A, B a pro potenciálové elektrody M a N, mžeme v pípad, že provádíme mení nad komplexem odporov homogenních hornin, získat po vyhodnocení namených dat hodno-ty tzv. mrného odporu (ρρρρ), v rámci ešení vztahu:

ρρρρ = k . IV∆ (ΩΩΩΩm) (2.21)

kde ∆V je mené naptí; I - mený proud a k - tzv. konstanta uspoá-dání elektrod, tj. konstanta, která je závislá na jednotlivých vzdálenostech mezi nimi.

(2.20)

GEODYNAMIKA

- 51 (218) -

Obr. 2.20a. Experimentální konfigurace.

V pípad, kdy je mení provádno nad odporov nehomogenním prostedím, lze po vyhodnocení namených dat získat hodnoty zdánlivého mrného odpo-ru, kdy:

ρρρρz = k . IV∆ (ΩΩΩΩm) ; (2.22)

kde =k

ANBNBMAM1111

2

−+−

π;

Nap. pi tzv. Wennerov uspoádání, kdy je vzdálenost všech sousedních elektrod stejná a uspoádání je symetrické (viz. obr. 2.19/1), lze hodnotu kon-stanty k získat ešením vztahu k =2πL. Ve druhém, výše uvádném pípad, tj. nap. pi aplikaci tzv. Schlumbergerova uspoádáni, které se od pedešlého liší pedevším malou vzdáleností elektrod MN (viz. rovnž obr. 2.19/2), lze

hodnotu konstanty k získat ešením vztahu k = aL2

.

Pokud jde o analýzu problematiky, týkající se hloubkového dosahu, mže nám s ohledem na zvolené uspoádání elektrod poskytnout uritý reálnjší názor nap. analýza pípadu pi kterém aplikujeme ty-elektrodové uspoádání (nad modelem, ve kterém se vysokorychlostní vrstva nachází nad nízkorychlostní vrstvou) - obr. 2.19b, kdy jsou všechny tyi elektrody umístny centricky vzhledem stejnému bodu a vzdálenost proudových elektrod je stálá a stejná.

Provedeme-li pak s tímto ty-elektrodovým uspoádáním nejdíve mení, kdy je vzdálenost mezi proudovými elektrodami menší, a následn mení, kdy budeme vzdálenost mezi proudovými elektrodami postupn zvtšovat (pi-emž vzdálenost mezi potenciálovými elektrodami zstane v obou pípadech stejná), zjistíme (jak je patrno z obr. 2.20a), že v prvním pípad, kdy je vzdá-lenost mezi proudovými elektrodami menší, nám uspoádání elektrod neumož-


- 52 (218) -

ní indikovat analyzované dvouvrstevní rozhraní, a že vypotená hodnota zdánlivého odporu bude velice blízká hodnot odporu svrchní vrstvy (tj. hod-not 250m). V pípad, kdy budeme vzdálenost mezi proudovými elektrodami zvtšovat a pi každém zvtšení vzdálenosti mezi proudovými elektrodami mení zopaku-jeme ale zjistíme (viz obr. 2.20b), že aplikace vtších vzdáleností mezi prou-dovými elektrodami, nám umožuje pronikat do vtších hloubek. Znaná ást získaných poznatk pitom poukazuje nap. na skutenost, že vzdálenost mezi proudovými elektrodami by mla cca 10x pevyšovat hloubku, do které chceme ást zájmové lokality analyzovat. Provedeme-li pak výpoet zdánlivého mrného odporu, pro vtší množství po-užitých vzdáleností mezi proudovými elektrodami (pi zachování fixní - p-vodní vzdálenosti mezi potenciálovými elektrodami), a vyneseme-li výsledky na bilogaritmický papír (v závislosti na roztažení ri), získáme obdobný výsle-dek, jaký je patrný nap. z obr. 2.19c.

2.5.3 Metoda vertikálního odporového sondování

Využívá se na zjišování promnlivosti mrného odporu s hloubkou, zejména pi ešení úloh, kdy je pedpokládána výrazná diferenciaci horninové-ho prostedí podle odporu ve vertikálním smru.

Princip metody spoívá v tom, že pi zvtšování vzájemné vzdálenosti mezi proudovými elektrodami (A, B) dochází ke zvtšování hloubkového dosahu metody. Vzhledem k tomu, že pi Wennerov uspoádání elektrod - nap. obr. 2.19/1 (kdy vzdálenost mezi všemi elektrodami je stejná) by bylo nutné (pro zvýšení hloubkového dosahu) pi každé zmn vzdálenosti proudových elek-trod zmnit i vzdálenost mezi mícími sondami, je v tchto pípadech v gene-relu upednostováno Schlumbergerovo uspoádáni elektrod. Pi menších vzdálenostech mezi elektrodami se jako proudový zdroj používají baterie. Pi velkých vzdálenostech generátory.

Pi vertikálním odporovém sondování se pi každém mení na linii profilu mní pouze vzdálenost mezi proudovými elektrodami (A, B). Sted uspoádání, který je zárove i bodem zápisu, zstává na stejném míst. Všechny elektrody jsou rozloženy symetricky vzhledem ke stedu roztažení, tj. k bodu zápisu.

Výsledkem mení je sondážní kivka vertikálního elektrického sondování (VES) - obr. 2.19, která se získává tak, že se hodnoty zdánlivých mrných od-por ρρρρz, vypoítávané ze vztahu (2.23) vynáší do bilogaritmického papíru s

modulem 6,25 cm, v závislosti na roztažení ri , kdy ri = ABi /2.

ρρρρz = k. IV∆ =

IV

MNAN AM

(ΩΩΩΩm), (2.23)

GEODYNAMIKA

- 53 (218) -

Obr. 2.20b. Prbh proudu ve dvouvrstevném prostedí

Obr. 2.20c. Graf závislosti zmny odporu na vzdálenosti proudové elektrody.

kde k je konstanta pro Schlumbergerovo uspoádání (viz. výše), která je pro stanove-ná roztažení ri =ABi/2 vždy pedem vypotena.

Mení bývají realizována na linii profilu tak, že se volba vzdálenosti mezi jednotlivými sondami a velikost zmn uspoádáni elektrod volí s ohledem na


- 54 (218) -

hloubkový interval, ve kterém má být zjištna diferenciace horninového pro-stedí podle odporu.

Obr. 2.19d. Píklad výsledk získaných pi mení na profilu z lokalit Džbánice

(upraveno dle Hron, Mazá – 2001)

Obr. 2.19e. Výsledky odporové sondování v sesuvné oblasti (Španlsko – Blá-ha et al., 2000)

K interpretaci jednotlivých sondážních kivek - tj. k urení mocností a odpor jednotlivých vrstev bývají využívány rzné metodické postupy, jako jsou nap. možnost:

• porovnávání namených kivek s teoretickými kivkami, které byly pro tyto úely vypracovány rznými autory (nap. Pylajev - 1968), kdy

GEODYNAMIKA

- 55 (218) -

jsou teoretické kivky obvykle prezentovány ve form alba kivek VES;

• využití strojn poetní interpretace celého prbhu kiky, a • využití empiricko-statistické metody* charakteristických bod.

Obr. 2.20d. Sondážní kivka VES

Získané poznatky bývají asto prezentovány ve form vertikálních a to bu tzv. izoohmických ez (nap. obr. 2.20), z nichž je patrná promnlivost mr-ného elektrického odporu podél meného profilu - nebo ez, zobrazujících polohu jednotlivých odporových rozhraní (které odpovídají jednotlivým geo-logickým rozhraním), rozloženým podél ezu (nap. obr. 2.21). V pípad, že mení VES byla realizována v síti paralelních profil, lze na jejich bázi získat poznatky o prostorovém rozložení výrazných odporových (a v rámci píslušné transformace) i výrazných geologických rozhraní v oblasti zájmu.

Potenciálové metody

Jsou využívány pedevším na zjišování deformací elektrického pole, které bylo vytvoeno aplikovaným uspoádáním elektrod. Zjišované deforma-ce jsou vyvolávány pedevším existencí nehomogenit (nejrznjšího druhu) v analyzovaném horninovém prostedí. V praxi se významnji uplatují v oblasti ložiskové geologie. Nejastji bývá aplikována metoda ekvipotenciál-ních linií (tj. metoda liniových elektrod) a metoda nabitého tlesa.


- 56 (218) -

Obr. 2.20e. Geologický model zobrazující polohu jednotlivých odporových rozhraní, z nichž je patrná promnlivost mrného elektrického odporu podél meného profilu Španlsko – Bláha et al., 2000).

Obr. 2.21. Geologický model zobrazující polohu jednotlivých odporových roz-hraní (která odpovídají jednotlivým geologickým rozhraním – Bláha et al., 2000).

Podobn jako u odporových metod, jsou i u tchto metod využívány proudové elektrody, jejichž prostednictvím je do zem zavádn elektrický proud (stejno-smrný, resp. stídavý o nízké frekvenci). Výsledky mení jsou ale zobrazo-vány prostednictvím kivek potenciál, nebo jejich gradient apod.

Metoda ekvipotenciálních linií (tj. metoda liniových elektrod)

GEODYNAMIKA

- 57 (218) -

Princip metody je patrný z obr. 2.22, kdy namísto bodových elektrod jsou aplikovány tzv. liniové elektrody - tj. elektrodou uzemnné kabely (o dél-ce nkolika metr). V homogenním horninovém prostedí, kdy není jak prbh proudových linií, tak prbh ekvipotenciálních linií deformován žádným ruši-vým zdrojem, nevodivým, resp. vodivým poruchovým zdrojem (rozloženým pod úrovni reliéfu analyzované lokality), je jejich prbh patrný z obr. z obr. 2.23.

Jak je patrné z obr. 2.22, pedmtem mení (prostednictvím potenciálních elektrod - M,N) je analýza prbhu ekvipotenciálních linií, v oblasti zájmu.

Obr. 2.22. Princip metody ekvipotenciálních linií.

Obr.23. Charakter prbhu proudových a ekvipotenciálních linií (vyvolaný aplikací liniových elektrod), znázornný v eze a na ploše. Vysvtlivky: 1 – v pípad homogenního prostedí; 2 – v pípad jejich deformace nevodivým zdrojem; 3 – v pípad deformace vodivým zdrojem.

Metoda nabitého tlesa


- 58 (218) -

V oblasti rudní prospekce umožuje tato metoda získat reálnjší po-znatky o rozsahu, tvaru, i o úložních pomrech tles, které byly indikovány vrtním przkumem (obr. 2.22). Pi hydrogeologickém przkumu se nap. uplatuje pi analýze smru a rychlosti proudní vody v podzemních kolekto-rech (obr. 2.23), apod.

V obou pípadech umožuje využití této metody pedevším existence vrtu, který zasahuje do analyzovaného prostedí (nap. rudného tlesa, resp. zvodn-lého vrstevního horizontu). Jeho existence totiž umožuje zavést do analyzo-vaného tlesa jednu z bodových proudových elektrod (nap. elektrodu A), za-tím co druhá proudová elektroda je umísována ve znané vzdálenosti (B).

V pípad uvedeném na obr. 2.24 je bodová proudová elektroda zavedena do rudního tlesa, které se tak samo stává zdrojovou elektrodou a vytváí elektric-ké pole, jehož tvar je následn analyzován. Prostednictvím elektrod M,N lze pak na povrchu mit nejenom prbh gradientu potenciálu (U/rMN) nad ana-lyzovaným tlesem (a v jeho bezprostedním okolí), ale analyzovat i plošné rozložení ekvipotenciálních linií.

Obr. 2.24. Ukázka aplikace metody nabitého tlesa v rámci rudní prospekce. Vysvtlivky: 1-graf gradientu potenciálu; a) zpsob uspoádání elektrod; b) prbh ekvipotenciálních linií v okolí nabitého tlesa – v ploše.

Kivky gradientu potenciálu (U/rMN), analyzované na paralelních profilech, rozložených po obou stranách zájmového rudního objektu (nap. pokud jde o sledování sulfidického zrudnní), umožují vymezit zejména rozsah sulfidic-kých rudních poloh.

V pípad, uvedeném na obr. 2.25, je proudová bodová elektroda A (která je umístna ve vaku soli) zavedena do analyzovaného vodního kolektoru. K ana-lýzu smru a rychlosti proudní vody, je v tomto pípad využíván proces sle-

GEODYNAMIKA

- 59 (218) -

dování asových zmn elektrického pole, které vyvolá anomální zdroj jehož tvar a rozmry se v dsledku proudní podzemní vody v prbhu asu mní (anomálním zdrojem je solný roztok, který vznikne v dsledku vpravení vaku se solí - spolen s elektrodou A, do sledovaného horizontu).

Obr. 2.25. Ukázka aplikace metody nabitého tlesa pi hydrogeologickém pr-zkumu. (nap. pi analýze smru, a rychlosti proudní vody v podzemních ko-lektorech). Vysvtlivky: 1 – ekvipotenciální linie roztoku slané vody – v ezu.

Metoda vyzvané polarizace

Uplatuje se pedevším v oblasti rudní prospekce a to v pípadech kdy nelze oekávat píznivý výsledek od aplikace metody spontánní polarizace (která patí mezi elektrochemické metody, zabývající se studiem pirozených elektrických polí lokálního charakteru). Pi aplikaci vyzvané polarizace je m-eno elektrické pole, které je vytváeno akumulacemi elektrického náboje. Pro-cesy vzniku tohoto pole souvisí s elektrochemickými procesy, které probíhají v hraniní vrstv mezi pevnou a kapalnou fází prostedí, kdy pevná složka m-že být bu izolátorem* nebo elektronovým vodiem**. Kapalnou složku re-prezentují roztoky solí, které v hornin vyplují póry a pukliny. V pípad, že tleso s elektronovou vodivostí tvoí jeden celek, vzniknou kontaktní potenciá-ly na jeho povrchu. V tomto pípad se jedná o tzv. povrchovou polarizaci. Jestli-že se ale jedná o tleso, které sestává ze souboru malých a navzájem izo-lovaných ástic s elektronovou vodivostí (nap. když se jedná pouze o tzv. vtroušené zrudnní v nevodivých horninách), potom se každá ásteka s elektronovou vodivostí polarizuje samostatn a dochází k tzv. objemové pola-rizaci.

V pípad aplikace metody vyzvané polarizace se mí proud I v proudovém okruhu, dále potenciální rozdíl V mezi potenciálovými elektrodami pi zavá-


- 60 (218) -

dní proudu do horninového prostedí - tj. polarizující pole a potenciální rozdíl VVP mezi stejnými elektrodami v uritém okamžiku po vypnutí proudu - tj. pole vyzvané polarizace.

Výsledky mení, nap. podél profilu, se zobrazují jednak ve form grafu zdán-livé polarizovatelnosti (z) a zdánlivého mrného odporu (z), kdy píslušné hodnoty vypoteme ze vztah (2.24 a 2.25):

z = VVP / V . 100 %; (2.24)

ρρρρz = k.. IV∆ (ΩΩΩΩm) ; (2.25)

Princip uspoádání elektrod v pípad aplikace metody vyzvané polarizace je patrný z obr. 2.26a. asový prbh obou druh potenciál je patrný z obr. 2.26b.

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

Obr. 2.26b. asový prbh potenciál V a VVP .

GEODYNAMIKA

- 61 (218) -

Metoda vyzvané polarizace umožuje lokalizovat objekty s elektronovou vodi-vostí a je vhodná i pro aplikaci v pípadech, kdy se jedná o vyhledávání loži-sek, s již uvádným druhem tzv. vtroušené zrudnní v nevodivých horninách. Metoda není závislá na hydrogeologických pomrech.

Nkteré píklady prbhu kivek ρz a z, které byly získány v rámci ešení konkrétních úloh geologického charakteru (pi profilovém mení), jsou uve-deny na obr. 2.27a,b,c.

Obr. 2.27. Nkteré píklady prbhu kivek ρz a z.


- 62 (218) -

Metody azené do druhé skupiny

Metoda spontánní polarizace (SP)

Zabývá se studiem pirozených elektrických polí lokálního charakteru. Základním pedpokladem pro její aplikaci je existence elektronové vodivosti vyhledávaných objekt a existence proces, v dsledku jejichž psobení do-chází v porézním horninovém prostedí ke vzniku pirozených akumulací elek-trického náboje. Mezi procesy tohoto druhu lze adit zejména procesy filtraní-ho a difúzního pvodu, stejn jako elektrochemického pvodu.

Procesy filtraního pvodu (pi nichž dochází ke vzniku filtraních potenciál) vznikají pi proudní podzemní vody, zatím-co k procesm difúzního charakte-ru (pi nichž dochází ke vzniku difúzních potenciál) dochází pi zvýšeném pohybu iont na kontaktu rzn mineralizovaných, resp. i rzn kontaminova-ných podzemních vod. Ke vzniku proces elektrochemického pvodu (pi nichž dochází ke vzniku oxidan- redukních potenciál) dochází na kontak-tech podzemní vody s pirozenými vodii (nap. s minerály, které jsou akumu-lovány v ložiscích sulfidických rud, grafitu, magnetitu, antracitu, nebo i pi procesech korozního charakteru).

Pi procesech diskutovaného druhu dochází ke vzniku plošn rzn rozsáhlých anomálních polí (lišících se jejich intenzitou), které na bázi jejich indikace a následné analýzy umožují identifikovat jejich píinné zdroje.

Vlastní mení je pi aplikaci metody SP pomrn jednoduché. Z bžného elek-trodového systému je využíván pouze okruh na mení naptí. Používají se ale tzv. nepolarizovatelné elektrody (kdy je nejastji uzemnní realizováno tak, že mdná elektroda je umístna do porézní nádobky, naplnné roztokem modré skalice). Elektrody tohoto druhu umožují zajistit uzemnní, pi kterém není mení rušeno kontaktními potenciálními rozdíly, které by mohly vznikat na styku horninového prostedí s kovovou elektrodou.

Vzhledem k tomu, že se jedná o mení malých potenciálních rozdíl (ádov do 1500mV) musí být používány velice pesné mící pístroje, s velkým vstupním odporem (vhodné jsou nap. již výše uvádné elektronické autokom-penzátory). Píklad použití metody SP je patrný z obr. 2.28.

Obr. 2.28 Píklad použití metody SP.

GEODYNAMIKA

- 63 (218) -

Metody azené do tetí skupiny

Elektromagnetické metody

V tomto pípad se pi przkumné innosti využívá jak existence piro-zených elektromagnetických polí, tak umle vyvolaných elektromagnetických polí.

Zdroje promnných pirozených elektromagnetických polí bývají rzné. Dle charakteru frekvenního spektra je elektromagnetické pole Zem lenno na druhy polí, jejichž frekvence se pohybuje v oblasti ultranízkých frekvencí pod 1Hz, na tzv. mikropulsy a na atmosférika, jejichž frekvence se pohybují pes 1Hz.

Zdrojem promnného pirozeného elektromagnetické pole, které na základ uvedeného lenní leží v oblasti ultranízkých frekvencí pod 1Hz, bývají v pevážné míe výboje v ionosfée. Pole tohoto druhu bývá oznaováno jako magnetotelurické pole Zem. Przkumné metody, které pi hloubkové analý-ze stavby pedmtných lokalit využívají závislost rozložení magnetotelurické-ho pole na vodivosti zemské kry, jsou oznaovány jako magnetotelurické metody. Zdrojem pirozených elektromagnetických polí (s frekvencemi pes 1Hz), které jsou oznaována jako atmosférika, bývají zejména atmosférické výboje (blesky). Na vzniku tchto polí mívá ale asto znaný podíl i energie radiostanic, které pracují v pásmu velmi dlouhých vln (VDV).

Zdrojem promnných, umle vyvolaných elektromagnetických polí, bývá vždy uzavený vodivý okruh, kterým probíhá stídavý, nebo pulsaní proud. Jsou-li tyto zdroje vodiv uzemnny se zemí, která je souástí vodivého okruhu a protékají-li zemí konduktivn zavedené vodivé proudy, bývají zdrojové okruhy tohoto druhu oznaovány jako konduktivní okruhy (nap., nkolik set metr dlouhý elektrický dipól - obr. 2.30b, nebo uzemnný dlouhý pímý kabel - obr. 2.30c). Na rozdíl od nich bývají také aplikovány tzv. induktivní okru-hy, kdy nejsou zdrojové okruhy vodiv spojeny se zemí a elektromagnetické pole je v zemi indukováno (nap. cívkami a rámy o prmrech do 1m, nebo smykami o stranách ve stovkách metr, resp. polosmykami - obr. 2.30a).

Obr. 2.29. Generalizované schéma vzniku indukovaného elektromagnetického

pole ve vodii geologické druhu.


- 64 (218) -

Pi aplikace tchto metod je charakter elektromagnetického pole na jedné stran závislý na typu použitého zdroje a na druhé stran na elektrických, i magnetických vlastnostech analyzovaného prostedí.

Pi mení promnného elektromagnetického pole bývají ve vtšin pípad meny (jeden až ti) parametry, o nichž se pedpokládá, že mohou pinést dostatek informací o analyzovaném zdroji (resp. lokalit), a že potlaují nežá-doucí vlivy. Mí se velikost elektromagnetického naptí Ue , které se induku-je dle Faradayova indukního zákona v uzavené cívce kruhového tvaru, kdy:

ψωµωµφcossin)( t

0SH

dt(t)d

dtd

t =−=−= HSeU (2.26)

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

Obr. 2.30. Nkteré druhy umlých zdroj velkých rozmr, které jsou používá-ny pi elektromagnetickém przkumu. Vysvtlivky: a) cívky a rámy o prm-rech do 1m; b) elektrický dipól; c) uzemnný dlouhý pímý kabel; U1, U2 … uzemnní; -------------- jednotlivé profily.

Vhodnou orientací cívky lze mit kteroukoliv složku magnetického vektoru. V rámci geologické prospekce bývají elektromagnetické metody využívány k vyhledávání jednotlivých druh rudních tles (tj. lokálních vodi), které jsou rozloženy v mén vodivém prostedí, k vymezení kontaktu mezi rznoro-dými horninovými celky, resp. ke sledování odporových zmn ve vertikálním smru, v prostoru analyzované lokality.

GEODYNAMIKA

- 65 (218) -

Metoda blízké zóny

Do této skupiny lze adit zejména metodu:

a) Sklonovou;

b) Slingram, a

c) Turam.

Sklonová metoda

Je zamena na analýzu prbhu zmny sklonu vektoru magnetické složky indukovaného (sekundárního) pole (Hs) vzhledem k horizontální rovi-n (), podél meného profilu. Namená - tzv. gradientová kivka - obr. 2.31, má pak nad zdrojem indukovaného pole - tj. nad vodiem (hledaným vodivým tlesem) inflexní bod.

Metoda se uplatuje pi vyhledávání tém vertikáln uložených vodivých t-les, kdy indukované pole vodi tohoto druhu mívá tvar kružnic. Magnetická složka zdrojového - primárního pole Hp bývá paralelní s horizontální rovinou, zatím co smr magnetické složky indukovaného - sekundárního pole Hs má smr teny k siloarám indukovaného pole.Výsledné magnetické pole -H lze pak znázornit jako vektorový souet dvou synfázních vektor Hp a Hs.

Jako zdroje horizontálního magnetického dipólu se používají cívky kruhové-ho, nebo eliptického tvaru, které mají pomrn malý rozmr. Mení je prová-dno bu tak, že zdrojová anténa je umístna na jednom míst a micí apa-ratura se pohybuje po profilech, nebo že se jak zdrojová anténa, tak mící aparatura (pijíma) pohybují po paralelních profilech souasn. Mící systém tvoí cívka (která je otoná kolem horizontální osy), a kterou se otáí tak dlou-ho, až je nap. zvukovou indikací nalezen minimální signál. V takovém pípa-d je osa cívky kolmá k velké poloose elipsy polarizace a rovnobžná s malou poloosou.

Zmny uhlu sklonu vektoru indukovaného pole (), nad tém vertikáln ulo-ženým vodivým tlesem jsou patrné nap. z obr. 2.31. Píklad výsledk mení uhlovou metou je patrný z obr. 2.32.

Metoda Slingram

Patí k druhu elektromagnetických metod, u kterých jak zdrojový, tak mící magnetický dipól mají vertikální osy. Oba dipóly (jak vysíla, tak pi-jíma) jsou propojeny referenním kabelem o konstantní délce. Jeho délka je závislá na požadovaném hloubkovém dosahu, frekvenci a pod. (rámcov se pohybuje v mezích od 20 do 150m). Oba dipóly se pi mení na profilech po-hybují souasn a na každém miském stanovišti se v mící aparatue po-rovnává fáze signálu v pijímací antén (vertikální magnetická složka induko-vaného pole), s fází signálu ve vysílací antén a uruje se ta ást pijímaného signálu, která je ve fázi vzhledem k vysílanému signálu (Re - reálná ást ver-


- 66 (218) -

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

Obr. 2.31 Zmny úhlu sklonu vektoru indukovaného pole, nad vertikáln ulo-

ženým vodivým tlesem.

Obr. 2.32 Píklad výsledk mení úhlovou (sklonovou) metodou.

GEODYNAMIKA

- 67 (218) -

Obr. 2.33 Kivky Re a Im nad vodivou deskou pi aplikaci metody slingram.

Metoda Turam

Umožuje indikovat i vodivá tlesa, která se nachází ve vtších hloub-kách. Využívá se jak k indikaci polohy zdroje indukovaného pole (tj. vodivého tlesa), tak na získání poznatk o hloubce a šíce vodivého tlesa. Ke genero-vání indikovaného pole se používá uzemnný kabel (dlouhý nkolik desítek až stovek metr), nebo velká uzemnná smyka. Mící ást aparatury pozstává ze dvou stejných mících (pijímacích) cívek, které pi mení mají mezi se-bou konstantní vzdálenost, dále z kompenzátoru a indikátoru nuly. Kompenzá-tor sestává ze dvou ástí: z mstku pro mení pomru amplitud a kompenzáto-ru fázového posunu.

Obma (pijímacími) cívkami, vzdálenými od sebe o konstantní vzdálenost (kolem 100m) je mena vertikální složka magnetická pole. Následn jsou oba signály porovnávány, piemž se zjišuje jak pomr jejich amplitud A (Hz (2) / Hz (1) ), tak jejich fázový rozdíl .

Obr. 2.34. Výsledky získané pi aplikaci metody turam.


- 68 (218) -

Metoda vzdálené zóny

Do této skupiny metod patí zejména metoda VDV a metod AFMAVG. Jedná se o metody, u kterých je vysílací zaízení vzdáleno od pijímacího zaí-zení v mezích od desítek do tisíce kilometr. Metoda využívá i nkteré piro-zené zdroje, jako jsou nap. víivé proudy ionosfée.

Metoda VDV

Pi aplikaci metody jsou jako zdroj využívány silné naviganí vysílae, které pi své innosti využívají pásmo velmi dlouhých vln -VDV (kdy se délka vlny pohybuje v mezích od 2 do 30km a vlnová frekvence je v mezích od 10 do cca 100 kHz). Vysíla bývá asto od pijímacího zaízení vzdálen mnoho desí-tek, nkdy i stovek kilometr.

Metoda je využívána jak na indikaci pítomnosti hodn vodivých objekt geo-logického charakteru, tak na urení jejich konkrétní polohy. Mže se jednat o rudní tlesa, nebo i o vyhledávání zvodnlých tektonických poruch a porucho-vých zón. Mena bývá pedevším magnetická složka indukovaného elektro-magnetického pole, která vzniká ve vodiích diskutovaného druhu. V pípad, že je mena i elektrická složka indukovaného pole, lze získat také hodnotu parametru, který charakterizuje vodivost v prostoru analyzované lokality.

Ve velké vzdálenosti od zdroje (rámcov ve vzdálenosti více než nkolik kilo-metr) mají již elektrické i magnetické pole horizontální smry. Pi správné volb vysílací stanice má pak primární magnetické pole pouze horizontální složku, která je rovnobžná s profilem, na kterém se provádí mení. Sekun-dární magnetické pole proud, které probíhají ve vodii má však obecný smr a obecnou fázi. Navíc jeho velikost je mnohem menší, než pole primárního. Vý-sledný vektor je ale elipticky polarizován. Parametry elipsy polarizace - obr. 2.35 umožovaly mit nap. pístroje EDA (výrobek Geofyzika n.p - Brno; resp. aparatura EM - 16, kanadské firmy Geonics).

Pi mení jsou využívány dv navzájem kolmé cívky, z nichž jedna (kratší) - tzv. referenní cívka je horizontální a druhá (delší) - tzv. signální cívka je ver-tikální. Ob jsou pipevnny k mící aparatue. V míst mení je analyzovaný signál nejdíve minimalizován naklánním mícího pístroje, nebo pi mini-málním signálu je referenní cívka situována ve smru hlavní poloosy elipsy polarizace - obr. 2.35 a signální cívka je situována ve smru menší poloosy elipsy polarizace. Dolaování je provádno pomocí signálu z referenní cívky. Na pístroji lze potom pomocí inklinomru, cejchovaného dle vztahu (2.27), peíst hodnotu reálné ásti primárního pole ReHz v % a následn, pomocí kompenzaního zaízení, i hodnotu složky ImHz v %, která udává pomr obou polos elipsy polarizace (tj. pomr minimalizovaného signálu v obou cívkách ).

HpReHsz

HpRe(Hsz) tg =≈ϕ ; (2.27)

HpImHsz

HpIm(Hsz)

ab == ;

GEODYNAMIKA

- 69 (218) -

kde ReHsz je reálná ást vektoru sekundárního magnetického pole, ImHsz … imaginární ást vektoru sekundárního magnetického pole, a Hp je vektor pri-márního magnetického pole. Charakter anomálie reálné složky nad vodiem je patrný nap. z obr. 2.36.

Obr. 2.35. Elipsa polarizace. Vysvtlivky: Hs - sekundárního pole; Hp -. pri-mární pole; - uhel mezi primárním a sekundárním polem; a - velká poloosa

elipsy; b - malá poloosa; H - mená složka v obecném smru.

Obr. 2.36 Charakter anomálie reálné složky nad vodiem. Vysvtlivky: 1 - zvodnlá tektonická linie; a, b – rzné typy horninového prostedí.

Georadar

Na rozdíl od ostatních výše uvedených geoelektrických metod využívá georadarová metoda, k analýze sledovaných prostedí, odraz vyso-kofrekvenních elektromagnetických vln od rozhraní, která se vzájemn liší vodivostí a permitivitou - Obr. 2.37a. Tento zpsob ešení umožuje získat tém spojitý obraz struktury analyzovaného prostedí – obr. 2.37b. Intenzita vysokofrekvenních elektromagnetických vln se pohybuje ádov od 10 do 1000 MHz.


- 70 (218) -

K przkumným pracím tohoto druhu jsou již, nejenom na ad geofyzikálních pracoviš, i v R používány zejména dva druhy radarových zaízení. V generelu se jedná o pístrojová zaízení (vetn softwarového vybavení) od fy. Sensor & Software Inc. (Ontario-Canada). Malé rozmry a malá váha tchto pístroj umožují jejich použití v jakýchkoliv terénních podmínkách.

V prvním pípad se jedná nap. o typ pulseEKKOTM 100A - GPR (digitální - Ground Penetrating Radar), tj. o zaízení urené pedevším pro aplikaci v oblasti mlké geologické stavby** a archeologické przkumné innosti, které umožuje pracovat se zdrojem vysokofrekvenních elektromagnetických vln, o intenzit v mezích od 12,5 do 200 MHz ).

Využívány jsou nap. pi:

• urování hloubky podložního útvaru;

• analýze podrobnjšího litologického lenní horninového podkla-du;

• pi urování hloubky hladiny podzemní vody;

• analýze stavu kontaminace podzemních vod;

• identifikace prbhu a hloubky rozložení rzných zakrytých objek-t (potrubí, kabeláží, dutin - nap. podzemních chodeb, jeskynních prostor a pod.);

• kontrole stavu podložního útvaru silniních sítí, železniních tratí, letištních ploch, nebo

• sledování smykových ploch a vnitní stavby pi przkumu sesuv - obr. 2.39a,b a pod.

S ohledem na skutenost, že získané výsledky skýtají tém spojitý obraz struktury analyzovaného prostedí, nalézá metoda široké uplatnní pi ešení rzných úkol nejenom z rámce geologických, inženýrsko-geologických, geo-technických, stavebních prací, ale i z oblasti archeologického przkumu. V poslední dob nalézá tato metoda uplatnní i pi ešení rzných úkol eko-logického charakteru (nap. i v oblasti lesního hospodáství).

Ve druhém pípad se jedná o typ pulseEKKOTM 1000 – GPR (digitální - Ground Penetrating Radar) - obr. 2.37, tj. o zaízení, které nalézá výraznjší uplatnní v oblasti stavebnictví a umožuje pracovat se zdroji vyso-kofrekvenních elektromagnetických vln o intenzit v mezích od 10,0 do 1 000MHz ). Krom toho jej lze úspšn využívat, podobn jako v pípad sys-tému pulseEKKOTM 100A – GPR, i k identifikace prbhu a hloubky rozlo-žení rzných zakrytých objekt (potrubí, kabeláží, dutin), stejn jako pro kont-rolu stavu podložního útvaru silniních sítí, železniních tratí, letištních ploch a pod. S ohledem na skutenost, že je ale tento typ zaízení uren pedevším pro aplikaci v zastavných oblastech, místnostech, resp. podzemních prostorách, využívá aparatura stínné anténní systémy.

Tento typ georadarového zaízení se uplatuje pedevším pi analýzách inte-grity stavebních konstrukcí - obr. 2.36, kdy bývá aplikována zejména metoda

GEODYNAMIKA

- 71 (218) -

tzv. prosvcování analyzovaných objekt (nap. obr. 2.35c). Aparaturu lze využít i pi rzných testech nedestruktivního charakteru.

Tabulka 5: Srovnání technických parametr obou systém:

pístroj použitá frekvence

(Mhz)

hloubkový rozsah

(m)

rozlišovací schopnost

(cm)

pulse EKKO

100A

50

100

200

do 70m

do 25m

do 12m

80cm

40cm

20cm

pulse EKKO

1000

225

450

900

do 5m

do 2m

do 0,3m

15cm

8cm

4cm

Obr. 2.37a Princip innosti georadaru pi mení na povrchu Zem


- 72 (218) -

Obr. 2.37 PulseEKKOTM 1000 - GPR (digitální - Ground Penetrating Radar) a jeho anténní píslušenství. Vysvtlivky: a - anténní systém používaný pi m-eních reflexního charakteru (obr.37a); b – anténní systémy urené zejména pro aplikaci tzv. prosvcování analyzovaných objekt [se zdroji vysokofrekven-ních elektromagnetických vln (z leva do prava), o intenzit 900Mhz; 450Mhz a 225Mhz.]

O br. 2.37b. Tém spojitý obraz struktury analyzovaného prostedí.

GEODYNAMIKA

- 73 (218) -

Obr. 2.37c. Zpsob prosvcování analyzovaných objekt.

Obr. 2.38. Píklad použití georadaru pi analýze integrity stavební konstrukce. Vysvtlivky: a – indikace narušení integrity stavební konstrukce; b - potvrzení existence indikované nehomogenity, prostednictvím vrtního przkumu.


- 74 (218) -

Obr. 2.39. Píklad využití georadaru pi sledování smykových ploch a vnitní stavby. Vysvtlivky: a - radarový záznam; b - geologicko-geofyzikální inter-pretace.

GEODYNAMIKA

- 75 (218) -

2.6 SEISMICKÝ PRZKUM

Seismickým przkumem (dále jen seismikou) se zabývá soubor metod, které na bázi studia umle vyvolaných elastických vln analyzují nejenom stavbu zemské kry.

Do první skupiny souboru seismických przkumných metod lze zaadit pede-vším ty, které bývají využívány vtšinou v rámci tzv. inženýrské geologie, hyd-rogeologie, pi ešení problematiky z oblasti životního prostedí, stejn jako v rámci pípravných prací, ped zakládáním staveb. Jejich spoleným znakem je ale nejenom to, že se jedná o seismické práce mlkého dosahu.

Pro druhou skupinu souboru seismických przkumných metod je charakteris-tické pedevším to, že se jedná o práce, které jsou zameny na ešení úkol z rámce hlubší geologické stavby (tj. nap. na ešení strukturn geologické stav-by v oblasti svrchní ásti zemské kry; resp. na problematiku vyhledávání a analýzu struktur v rámci naftové prospekce, apod.).

S ohledem na uvádné skutenosti, jsou pi ešení diskutované problematiky aplikovány i odlišné druhy zaízení, která jsou používána jak k vybuzení seis-mické energie (úder kladiva na podložku; odpal trhavin; mechanické vibrátory apod.), tak i zaízení (seismické aparatury i s píslušenstvím), sloužící k regis-traci a následné úprav seismického signálu. V obou pípadech jsou ale jak pi zpracování, tak pi interpretaci získaných dat, využívány odlišné metodické postupy a rozdílný charakter mívají i grafické výstupy.

V posledních desetiletích prošly obdobím významnjšího rozvoje zejména seismické aparatury, a to pedevším v dsledku pechodu na digitální registraci seismických dat.

Hlavní význam pi ešení diskutovaných problém mají ale vlny, které se na rozhraních dvou vrstev, jenž mají odlišné fyzikální vlastnosti odráží a vrací se zpt k povrchu zem (resp. k povrchu analyzovaného objektu), tj. odražené a elní vlny. Krom tchto vln mohou k povrchu picházet ale i jiné vlny, které ruší registraci užitených vln (resp. užiteného signálu), tj. vlny rušivé. V posledn uvádném pípad se jedná nap. o:

• pímou podélnou vlnu (která se šíí podél zemského povrchu a kdy jde obvykle o elní vlnu, která se šíí podél povrchu skalního podkladu, v podloží tzv. zvtralé vrstvy);

• píné (odražené a elní) vlny;

• transformované vlny;

• násobné vlny (které vznikají zejména po dopadu podélných odra-žených vln na zemský povrch a odráží se zpt do hloubky, kde se znovu odráží a vrací se zpt k povrchu;

• vlny které vznikají v nkterých pípadech také po dopadu podél-ných odražených vln na nkterá rozhraní uvnit analyzovaného pro-stedí, kdy se rovnž vrací zpt do hloubky a teprve následn se dostávají až na povrch);


- 76 (218) -

• difragované vlny, které vznikají zejména pi dopadu seismických vln na nkteré nespojitosti sledovaných rozhraní, nebo na jiné ne-homogenity analyzovaného prostedí;

• mikroseismy, které bývají vyvolány nap. psobením dešt na zemský povrch, nebo pohybem a inností rzných dopravních prostedk apod.

V souvislosti s tím jsou také rozlišovány dv základní skupiny metod, tj. me-toda oznaovaná jako reflexní a metoda refrakní. V ad pípad bývají v rámci przkumné innosti využívány ale i rzné modifikace tchto dvou zá-kladních skupin metod - odražených a lomených vln, piemž se jednotlivé metody liší jak zpsobem vybuzení a píjmu tchto vln, tak systémem mení a zpracování získaných seismických materiál.

Mení asu píchodu seismické vlny k povrchu a analýza charakteru její pohybu v analyzovaných prostedích, poskytují možnost urit jak hloubku, tak tvar a charakter prostedí, na kterém vlna vznikla.

Reflexní metoda se zabývá studiem odražených vln. Refrakní metoda se za-bývá studiem elních vln. Pi aplikaci refrakní metody však vznikají seismic-ké vlny i na rozhraní dvou vrstev s odlišnými fyzikálními vlastnostmi, kdy je ale podmínkou jejich vzniku nárst rychlostí šíení elastických vln smrem do hloubky.

2.6.1 Podélné a píné vlnní

Šíení elastických vln analyzovaným prostedím není niím jiným než všesmrným šíením deformací a naptí v prostedí, kde psobí vnitní, resp. vnjší síly. V oblasti svého psobení vyvolává energetický impuls trvalou de-formaci, zatím-co mimo tento prostor mají již deformace charakter asov promnných elastických deformací okolního prostedí, s nimiž je spojen pohyb hmotných ástic. V té ásti prostedí, která obklopuje poátení oblast vzru-chu, jejich pohyb vyvolává naptí a v dsledku jeho následných zmn vznikají i asov promnné deformace. Jelikož se jednotlivé ástice prostedí pohybují a vyvolávají tím naptí i v okolí, šíí se jak deformace, tak naptí od místa vzniku (vzruchu) ve tvaru impulsu na všechny strany. Hmotné ástice pitom vykonávají krátkodobé kmity kolem své rovnovážné polohy, a tím že se kmi-tání šíí od svého zdroje do vzdálenjších oblastí, a že si ástice prostedí po-stupn pedávají pohyb, vzniká elastická vlna.

Podle povahy kmitání ástic, vzhledem ke smru šíení vlny, pak dochází ke vzniku podélného nebo píného vlnní.

2.6.2 Podélné vlnní

Podélná vlna (P) je vázána pedevším na deformace objemové, a tím že se šíí prostedím, vznikají ve smru její šíení zóny nahuštní a zední pro-stedí, které jsou zpsobeny kmitáním hmotných ástic prostedím kolem své

GEODYNAMIKA

- 77 (218) -

rovnovážné osy. Pi šíení této vlny kmitají hmotné ástice ve smru její šíení a rychlost její šíení lze odvodit ze vztahu:

( )[ ]1/2/2Vp += (2.28)

kdy koeficienty … a jsou pružné moduly (tzv. Lameovy koefici-enty), a je objemová hustota prostedí, ve v nmž se tyto vlny šíí.

2.6.3 Píné vlnní

Píná vlna (S) je vázaná pouze na tvarové deformace a tím, že se šíí prostedím dochází ke vzájemnému posunování tch vrstev prostedí, které stojí kolmo na smr vlny. Píné vlny se ale mohou šíit pouze v pevných prostedích. Jejich rychlost je menší než rychlost šíení podélné vlny. Hmotné ástice v tomto pípad kmitají kolem své klidové polohy v rovinách kolmých na smr šíení vlny. Jelikož podmínka kolmosti je splnna jak v rovin verti-kální tak i v rovin horizontální, existují dva typy píných vln (SV a SH). Rychlost šíení píných vln S, lze odvodit ze vztahu:

ρµ=Vs (2.29)

Tabulka 6: Informaní pehled rychlosti šíení seismických vln v rzném pro-stedí

Hornina nebo prostedí Rychlost P vln (m/s) Rychlost S vln (m/s)

Vzduch 332

Voda 1400-1500

Nafta 1300-1400

Ocel 6100 3500

Cement 3600 2000

Granit 5500-5900 2800-3000

Basalt 6400 3200

Pískovec 1400-4300 700-2800

Vápenec 5900-6100 2800-3000

Písek (nezvodnlý) 200-1000 80-400

Písek (zvodnlý) 800-2200 320-880

Bidlice 1000-2500 400-1000


- 78 (218) -

2.6.4 Šíení seismických vln v reálných prostedích

Seismické vlny se od svého zdroje šíí všemi smry a to rychlostí, která závisí na fyzikálních vlastnostech analyzovaného prostedí a na druhu seismické vlny.

2.6.4.1 Homogenní prostedí

Je nejjednodušším seismickým prostedím. V pírod se vyskytuje ale velice zídka. Kulové plochy, které se v tomto prostedí šíí od místa zdroje, a jejichž polomry lze definovat vztahem ri = tiv, jsou známé jako izochrony - obr. 2.40/1 a paprsky, které vychází z místa zdroje vytváí svazek pímek.

Obr. 2.40/1 Izochrony.

Šíí-li se seismická vlna prostedím, v rzných po sob jdoucích asových okamžicích zaujímá její elo rznou polohu a plocha, která v každém asovém okamžiku souhlasí s polohou ela vlny se nazývá izochrona - nap. obr. 2.40/1.

2.6.4.2 Vrstevnaté prostedí

V pírod se vyskytuje nejastji. Jednotlivé vrstvy (nap. W0 až Wn-1), jsou charakterizovány rychlostmi v0 až vn-1 , hustotami 0 až n-1 , mocnost-mi h0 až hn-1 a pod nimi se nachází poloprostor W0 . Vrstvy jsou od sebe oddleny seismickými rozhraními R0 až Rn-1, která mohou mít nejrznjší tvar. Podložní poloprostor je charakterizován rychlostí vn a hustotou n.

V nkterých pípadech se ale v diskutovaném prostedí mní rychlost spojit. V takovém pípad se jedná o prostedí, které je charakterizováno gradientem rychlosti. Zmnu rychlostí s hloubkou (z) lze pak definovat prostednictvím vztahu v = v(z). S takovým druhem prostedí se lze nejastji setkat v oblastech sedimentárních pánví, kdy pi vtších mocnostech sedimentárního komplexu dochází k postupnému zpevování níže ležících vrstev tlakem výše ležících souvrství, tj. kdy dochází k narstání hodnot jejich pirozené hustoty, v závislosti na zmn porózity, což je patrné nap. z obr. 2.40.2a. Závislost zmny objemové hustoty na hloubce uložení sediment, u nejvýznamnjších

GEODYNAMIKA

- 79 (218) -

sedimentárních pánví, z prostoru nejbližšího okolí naší republiky, je v generalizované podob nap. patrná z obr. 2.40.2b. Nkdy se s tímto typem prostedí mžeme setkat i u zvtralých podpovrchových hornin.

2.6.5 Odraz a lom seismických vln

Píinou odrazu a lomu seismických vln na vrstevních rozhraních je pedevším rozdílnost rychlostí a hustot v tchto vrstvách. Nap. v pípad, že pedpokládáme existenci dvou homogenních prostedí, která jsou oddlena rovinným rozhraním a rychlosti šíení seismických vln jsou v nich v1 a v2 , po dopadu podélné seismické vlny P na toto rozhraní (a na její úkor) vzniknou druhotné - sekundární vlny. Ve svrchním prostedí jsou to pedevším vlny odražené (reflektované) a ve spodním prostedí vlny procházející – lomené (refragované) – obr. 2.40.3a,b. Rozhraní na kterém dochází k lomu seismic-kých paprsk, je oznaováno jako rychlostní rozhraní. Odražená vlna se šíí v prostedí nad rychlostním rozhraním a odráží se zpt do toho prostedí.

Pi odrazu a lomu vlny se tedy mní smr ela vlny a paprsky se lomí. Smry šíení sekundárních vln musí ale vyhovovat podmínkám tzv. Snellových záko-n (viz obr. 2.40.3a,b). Podle nichž se uhel dopadu seismické vlny rovná úhlu její odrazu, kdy 1 je uhel dopadu (ke kolmici), uhel 2 je uhel odrazu a v1 a v2 jsou rychlosti dopadající a odražené vlny. V pípad, že se jedná o dopad monotónní vlny, kdy v1 = v2 potom dle Snellova zákona platí, že 1 = 2.

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


- 80 (218) -

oznaení strat. stup: 0 - egenburg; 1- karpat; 2- spodní báden; 3- stední bá-den; 4 - svrchní báden; 5 - spodní sarmat; 6 - sv. sarmat.

Obr. 2.40.2b Závislost hustot hlavních pánví vnitních Západních Karpat. Vy-svtlivky: 1 - Vídeská pánev; 2 - Podunajská pánev; 3 - Východoslovenská pánev.

Obr. 2.40.3 abc. Odražené a lomené vlny.

GEODYNAMIKA

- 81 (218) -

V uritém - specifickém pípad dopadá ale vlna, která se šíí od místa vzru-chu, na rychlostní rozhraní pod tzv. kritickým uhlem, kdy se v dsledku spe-cifických podmínek uhel odrazu nerovná uhlu dopadu, ale vlna se láme (vzhle-dem ke kolmici) pod uhlem 90˚, tj. vzniká elní vlna, která se šíí podél rych-lostního rozhraní rychlostí, která odpovídá rychlosti podložního útvaru. obr. 2.38.3c.

S ohledem na uvádné skutenosti jsou pak v užité geofyzice, pi aplikaci seismických przkumných prací, využívány pedevším pednosti a výhody, které skýtá bu vznik odražených vln, nebo elních vln. V souvislosti s tím hovoíme o reflexní seismice, tj. o metod odražených vln, nebo o refrakní seismice, tj. o metod - refragovaných vln.

Krom odrazených a lomených vln vznikají pi buzení seismických vln také intenzivní povrchové vlny a to jak Rayleighovi (R), tak Loveho (L). V prvním pípad se jedné o proces šíení objemové a stižné deformace. Vlny tohoto druhu nutí ástice kmitat ve vertikální rovin. Rychlost jejich šíení je ale men-ší než rychlost píních vln (S). L vlny vyvolávají kmitání ástic prostedí v horizontální rovin, kolmo na smr jejich šíení.

2.6.6 Hodochrony seismických vln v nehomogenním pro-stedí

Seismický przkum je ve vtšin pípad realizován podél seismických profil. V takovém pípad se seismické vlny šíí od místa jejich vybuzení (nap. odpálením trhaviny, resp. vibrátorem apod.) všemi smry. Registrace píchodu seismických vln (výše diskutovaného druhu) je realizována v pedem zvolených místech, prostednictvím geofon - obr. 2.41a,b.

Jejich funkcí je pevádt mechanické kmitání pdních ástic, které zpsobuje píchod seismických vln k povrchu, na elektrický signál. Pro pozemní mení jsou ve vtšin pípad používány indukní geofony, které sestávají z pevné a pohyblivé ásti. Pevnou ást tvoí pláš geofonu, který je obyejn ve spodní ásti opaten špiatým hrotem. Pohyblivá ást geofonu sestává z cívky, zav-šené uvnit geofonu na pružin, která souasn funguje jako setrvaná hmota. Pi píchodu seismické vlny ke geofonu se souhlasn s kmitajícími ásticemi okolí rozkmitá i jeho pláš s permanentním magnetem. Setrvaná hmota cív-ky se ale snaží zachovat základní klidovou polohu. V souvislosti s tím dochází k relativnímu pohybu cívky v magnetickém poli a ke vzniku elektromotorické-ho naptí. Elektrický signál z geofon je veden do zesilova, kde je nejenom zesilován, ale i frekvenn upravován (tj. filtrován). Teprve potom pechází do registraního zaízení, kde je nap. zaznamenán i ve form reprodukovatelného záznamu, který mže být následn dále zpracováván.

Pro rzné úely bývají konstruovány rzné druhy geofon. Nap. vertikální geofony neregistrují seismické vlny, které dopadají na geofon horizontáln. Horizontální geofony, neregistrují vertikální vlnní. Tisložkové geofony umožují registraci jak ve smru vertikální osy (z), tak ve smru obou horizon-tálních os (x, a y).


- 82 (218) -

Obr. 2.41: Geofon a) detailní nákres systému ; b) vnjší vzhled

Realizuje-li se seismický przkum na profilu, v rzných (pedem zvolených) bodech registrujeme as píchodu seismické vlny k bodu registrace. Vzhledem k tomu, že pitom známe i souadnice x tchto bod (tj. jejich polohu vzhledem k bodu buzení seismické vlny) - nap. Obr. 2.40.3c, mžeme konstruovat profi-lové hodochrony seismických vln.

Známe-li hodochrony seismických vln, které se šíí v analyzovaném prostedí, úkolem provádného seismického przkumu je pak pedevším urení tvaru a prbhu rozhraní dvou rozdílných geologických strukturních prvk, na kterých registrované vlny vznikají. Aby bylo ale možné tento úkol co nejvrohodnji vyešit, je nutné znát také, jakými rychlostmi se jednotlivé seismické vlny v analyzovaném prostedí šíí. Stanovení jejich reálných hodnot je však velice nároný proces (viz. níže - kap. analýza rychlostí).

2.6.6.1 Hodochrona odražené vlny

Odražená vlna se na rozhraní odráží smrem k povrchu a její hodo-chrona má vždy tvar hyperboly - nap. obr. 2.42. V pípad rovinného rozhra-ní je hyperbola symetrická vzhledem k asové ose.

Obr. .2.42. Záznam hodochron od jednotlivých typ vln

GEODYNAMIKA

- 83 (218) -

V pípad, že se jedná o naklonné rozhraní, minimum hyperboly se posouvá od asové osy smrem k vykliování tohoto rozhraní. V pípad, že sledované rozhraní není rovinné, mže mít hodochrona tvar jaký je nap. patrný z obr. 2.43a.

Obr. 2.43 a,b. Ukázka hodochron seismických vln v nkterých pípadech, kdy sledované rozhraní není rovinné. Vysvtlivky: a) píklad hodochrony odražené vlny; b) píklad hodochrony elní vlny.

2.6.6.2 Hodochrona elní vlny

elní vlna je geofony registrovaná spolen s odraženou vlnou. V pípad, že je analyzované rozhraní rovinné, je hodochrona elní vlny pím-ková - nap. obr. 2.42. Bod ve kterém je elní vlna zaregistrována nejdíve, bývá oznaován jako poátení bod elní vlny. V pípadech, kdy sledované rozhraní není rovinné, není ani hodochrona elní vlny pímková a mže mít nap. tvar patrný z obr. 2.43b.

2.6.7 Zpracování seismických záznam

Získaná seismické data, která jsou zaregistrovaná) na píslušná media (v souasnosti používaným zpsobem, jsou následn zpracovávaná ve vyhod-nocovacích stediscích.

Vzhledem k tomu, že ale asy píchod seismických vln ke geofonm jsou zatíženy rznými chybami, a že za úelem dalšího zpracování je nutné znát pouze asové hodnoty, které odpovídají dráze seismické vlny, kterou vykoná od bodu její vybuzení k píslušnému bodu rozhraní a zpt ke geofonu, je nutné namené asy opravovat,- tj. je nutné již v prbhu procesu prvotního zpra-cování zavádt rzné korekce.

Mezi opravy, které jsou používány na opravu namených as píchod seis-mických vln ke geofonm, náleží jak statické, tak kinematické korekce.


- 84 (218) -

Prostednictvím zavádní statických korekcí se odstrauje vliv povrchových faktor na prbh synfáznosti odražených vln. Pi jejich zavádní se jedná pe-devším o opravy: na reliéf, na nízkorychlostní vrstvu, na hloubku zdroje a na fázi.

Kinematické korekce se zavádí pi softvérovém zpracování reflexních dat. V tomto pípad se jedná o transformaci klasické dráhy seismického paprsku (od zdroje vybuzení, k rozhraní a zpt ke geofonu) na nejkratší možnou dráhu (od zdroje kolmo na rozhraní a zpt), která je reprezentovaná tzv. dvojnásob-ným asem, který po této dráze seismická vlna dosáhne.

2.6.8 Urování seismických rychlostí

Zatímco hlavním úkolem seismických terénních prací, je získání as píchod píslušných seismických vln (které se v analyzovaném prostedí šíí) ke geofonm, úkolem provádného seismického przkumu je pedevším ur-ení tvaru a prbhu rozhraní rozdílných geologických strukturních prvk, na kterých registrované vlny vznikají.

Aby ale bylo možné tento úkol co nejvrohodnji vyešit, je potebné znát, jakými rychlostmi se jednotlivé seismické vlny v analyzovaném prostedí šíí, aby mohly být získané asové informace, o píchod píslušných seismických vln ke geofonm, využity k urení drah jednotlivých seismických paprsk.

Stanovení reálných a pesných hodnot rychlostí šíení seismických vln je veli-ce nároný proces, nebo na pesnosti, s jakou je rozdlení rychlostí v analyzovaném prostedí ureno, závisí pesnost sestrojených finálních pro-dukt - tj. sestrojených seismických ez.

Ke stanovení rychlostí šíení seismických vln v rzných prostedích lze využít nkolik rzných zpsob. Mezi astji využívané zpsoby náleží zejména: seismokarotážní mení (tj. bezprostední sledování prchodu vln ve vrtech - nap. obr. 2.44.1, resp. v nkterých vhodných hornických dílech); urení rych-lostí prostednictvím laboratorních mení na vzorcích; stanovení efektivních rychlostí z hodochron užitených (hlavn odražených) vln - obr. 2.44.1a,b; i zpsob analýzy rychlostí prostednictvím využití reflexních dat.

Pokud jde o seismokarotáž, jedná se o velice nákladnou záležitost. Vzhledem k tomu, že se ale znaná ást seismických prací provádí v oblastech, ve kterých vrtní práce s potebným hloubkovým rozsahem tém (nebo vbec) neexistují, dochází k její aplikaci velice zídka. Nejastji bývá tento zpsob využíván v rámci naftové prospekce. Urování rychlostí, prostednictvím laboratorních mení na vzorcích, bývá provádno pomrn v omezenjším rozsahu, nebo hodnoty rychlostí, urené tímto zpsobem se velice asto znan liší od reál-ných rychlostí.

Zpsob stanovení efektivních rychlostí z hodochron užitených - hlavn od-ražených vln bývá ale využíván pomrn asto. Vzhledem k tomu, že jsou ale tyto rychlosti vypoteny za uritých pedpoklad, bývají oznaovány jako tzv. efektivní rychlosti.

GEODYNAMIKA

- 85 (218) -

Obr. 2.44. Zpsob výpotu efektivních rychlostí z hodochrony odražené vlny. Vysvtlivky: a) výpoet zpsobem konstantních rozdíl; b - výpoet transformací na pímku (kdy hodnota Vef je urena smrnicí pímky).

2.6.9 Zpsoby zpracování a interpretace seismických dat

Zpsob zpracování a interpretace provádných seismických przkum-ných prací je velice asto ponkud jiný u prací, které eší problematiku mlké geologické stavby, než u prací které jsou zameny na analýzu hlubší geolo-gické stavby.

V prvním pípad, kdy se jedná o przkumné práce, které eší problematiku mlké geologické stavby a jsou aplikovány nap. v rámci ešení nejrznjší problematiky u nároných inženýrských staveb (jako jsou nap. pehrady, tunely, nebo oblasti postižené svahovými deformacemi), nebo pi ešení pro-blematiky z oblasti životního prostedí, v hydrogeologii apod., bývají velice asto výsledným produktem zpracování a interpretaního výstupu pouze jed-noduché seismické ezy s indikovanými seismickými rozhraními (vetn je-jich rychlostních charakteristik), které se v analyzovaném hloubkovém interva-lu vyskytují - nap. obr. 2.45.


- 86 (218) -

Obr. 2.44.1. Kivky stedních rychlostí z oblasti východoslovenského flyšové-ho regionu.

V takových pípadech lze seismická rozhraní sestrojit z opravených hodo-chron rznými zpsoby. Velice asto jsou sestrojována metodou asových polí, nebo metodou t0.

Dle Mareš S., et al. -1979 je výhodné metodu asových polí, která se dá po úprav použít i v metod odražených vln, použít zejména v pípadech, kdy se jedná o složitjší prbh rozhraní, tj. v pípadech kdy sledované rozhraní není rovinné. Ukázka principu metody je patrná nap. z obr. 2.46. Pi ešení je pedpokládána existence dvou vstícných hodochron H i H´ , které odpovídají výbuchm v bodech O a O´, jenž jsou spolu spojeny tzv. asem vzájemnosti (reciprocity) T.

V pípad, že vlna podél sledovaného rozhraní pouze klouže (a neproniká níže ležícím rozhraním), platí pro asy prchodu vln z bodu odpalu O a O´ do bodu D (který leží na rozhraní) vztah:

GEODYNAMIKA

- 87 (218) -

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

V pípad, že si asové pole lomených vln z bod O a O´ oznaíme jako t (x,z) a t´(x,z), lze pedcházející vztah pepsat do tvaru:

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

Aby bylo ale možné toto rozhraní sestrojit, musí se nejdíve sestrojit asové pole t (x,z) a t´(x,z) - obr. 2.45a. Uritou izochronu lze potom sestrojit tak, že z bod na povrchu (s asy které se liší od izochrony o ∆t, 2∆t, atd.) se opíší kružítkem oblouky o polomrech:

r1 = vst. . ∆t , r2 = vst. . 2∆t Vzhledem k tomu, že se ale (jak již bylo uvedeno i výše) efektivní rychlosti vef, výpotené z hodochrony odražené vlny asto nijak výraznji neliší od stedních rychlostí (vst. ), které byly získány v rámci seismokarotážních pra-cí, lze je v generelu použít nap. i pi ešení posledn diskutovaných vztah. Prbh izochrony je pak dán obalovou arou tchto oblouk. Prbh analy-zovaného rozhraní v konené fázy ešení urují prseíky izochron t a t´ - obr. 2.46b.

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


- 88 (218) -

Obr. 2.46 Princip metody asových polí.

Obr. 2.46a,b. Metoda asových polí. Vysvtlivky: a) zpsob konstrukce izo-chrony; b) konstrukce sledovaného rozhraní.

Ve druhém pípad, kdy se jedná o przkumné práce, které eší problematiku hlubší geologické stavby a jsou aplikovány. nap. pi ešení nejrznjší pro-blematiky z rámce analýzy strukturn - tektonické stavby zemské kry, resp. nejenom v rámci vyhledávacího przkumu uhlovodík, jsou ve vtšin pípad konstruovány asové ezy (a to bu tzv. migrované, resp. nemigrova-né), které skýtají asový obraz o charakteru geologické stavby, ve sledovaném hloubkovém intervalu.

Migrovaný asový ez zobrazuje reálnou polohu odrazových prvk. Nemi-grovaný asový ez pedpokládá jejich horizontální polohu.

GEODYNAMIKA

- 89 (218) -

Vhodnost a reálnost aplikace hlubinné reflexní seismiky, pi ešení úkol z rámce výše uvádné problematiky dokumentují i nkteré níže uvedené aso-vé ezy - obr. 2.45, 2.47, 2.48, 2.49 a 2.50.

Obr. 2.47. Seismický migrovaný ez napí riftovou strukturou (Centrální Afri-ka).

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


- 90 (218) -

Obr. 2.49. ást migrova-ného seismického ezu zachycující terciérní pánevní výpl

Obr. 2.50 Hlubinný seismický profil HSS VI doplnný o tíhové a magnetomet-rické údaje. Vysvtlivky: 1 - sedimenty pedhlubn a flyše, 2 – izolinie rych-lostí, 3 – refrakní rozhraní, 4 - MOHO rozhraní, 5 – hlubinné zlomy.

GEODYNAMIKA

- 91 (218) -

2.7 RADIONUKLIDOVÉ METODY

Rozvoj použití metod jaderné geofyziky je úzce spjat s vývojem tech-niky detekce jaderného záení. Studium jev jaderného záení a scintilace z poátku dvacátého století, návrh poítae alfa ástic realizovaný Rutherfor-dem a Griperem r. 1908, konstrukce Geigerova -Müllerova poítae v r.1928 a snaha o nastavení radioaktivity hornin vedly k sestavení prvních penosných mi radioaktivity po r. 1930. V roce 1934 byla I. a F. J. Curieovými obje-vena umlá radioaktivita.

Velký rozmach przkumu uranu po r. 1945 podmínil také rozvoj terénních pí-stroj. V roce 1947 byla v USA, Kanad a SSSR, realizována prvá letecká m-ení radioaktivity hornin, v padesátých letech práv prošlého století se rozvíjí spektrometrie gama záení se scintilaními poítai, koncem šedesátých let jsou konstruovány moderní letecké a pozemní gama spektrometry, v sedmdesá-tých letech se uplatuje technika polovodiových detektor pro mení ve vr-tech a intenzívn se prosazuje automatizace zpracování namených dat.

2.7.1 Radionuklidové metody

Využívají pemn jader atom, jaderného záení a jeho psobení na hmotu. Pi použití v oboru geologie je dlíme na metody zabývající se me-ním pirozené radioaktivity hornin (asto oznaované jako radiometrické me-tody) a na metody využívající vzbuzená pole jaderného záení (metody jaderné geofyziky). Radiometrické metody umožují kvalitativní a kvantitativní stano-vení pirozených radioaktivních prvk v horninách, vodách a vzduchu. Metody jaderné geofyziky, které využívají psobení umlých zdroj jaderného záení na zkoumané geologické objekty, umožují stanovení obsah prvk a fyzikál-ních vlastností hornin.

Podle typu detekovaného jaderného záení se radionuklidové metody dlí na metody alfa, beta, gama a neutronové.

Radionuklidové metody se uplatují pi geologickém mapování, vyhledávání a przkumu ložisek nerostných surovin, v hydrogeologii, pi ešení inženýrsko-geologických problém a v provozu dol a úpraven. Jaderné záení zkouma-ných pírodních objekt se mí z letadel, automobil, pomocí runích penos-ných pístroj, ve vrtech, v dolech, na moském dn a v laboratoích. Význam a dležitost radionuklidových metod se naposledy projevil pi výbuchu v JE ernobyl na Ukrajin.

2.7.2 Radioaktivita - okolo nás

Teplo a svtlo jsou druhy radiace (vyzaování, tj. penosu energie), kte-ré je lovk schopen cítit anebo vidt. Existují ale i jiné druhy radiace, které lidské smysly nejsou schopné zachytit. Ve skutenosti takovouto neviditelnou radiaci neustále pijímáme z oblohy, ze zem, ze vzduchu, ba dokonce z naše-ho jídla a nápoj. Tento druh radiace - radioaktivní záení je pítomný všude


- 92 (218) -

v našem životním prostedí. Podle pvodu svých zdroj je možné tuto, pro nás v podstat tzv. “radioaktivní zátž “, rozdlit na pírodní a umlou. Pírodní zdroje radioaktivity jsou souástí pírodního prostedí a vždy sprovázeli život na Zemi. Nejdéle žijíce radioaktivní ástice vznikli ješt pedtím než se zfor-movala naše planeta. Žijí dodnes a proto záení, které produkují, vždy bylo a je naším jednak nevyhnutným a jednak normálním radioaktivním pozadím. Um-lé zdroje radioaktivity jsou výsledkem lidské innosti a jsou cizí živé i neživé pírod. Existující pírodní radioaktivita pozadí se za poslední století v globále velmi mírn zvýšila v dsledku takových lidských aktivit, jako jsou zkoušky jaderných zbraní a výroba energie v jaderných elektrárnách. Velikost pírodní i umlé radioaktivity je na rzných místech zemského povrchu rzná a mní se i v ase, protože závisí od množstva faktor, nap. od složeni zem (hornin), stavebných materiál, roní doby, zempisné šíky, do urité míry od podmí-nek poasí a mnohých dalších faktor, a to nejen pírodních.

Ob velké skupiny zdroj radioaktivity zpsobují dvojí ozáení lovka (obr. 2.51):

• vnjší (kde je zdroj záení mimo lidského tla a teda záení pichází zvnjšku) a

• vnitní (kde je zdroj záení uvnit lidského tla, bu jako jeho pirozená stavební složka, anebo se tam dostal dýcháním resp. požíváním potravy).

Obr. 2.51. Schematické znázorní psobení rzných druh pírodní radioaktivity na lovka. (A - kosmické záení, B - vdechnutý radioaktivní plyn radon, C - draslík jako jsou as organizmu, D –záení ze zem, E - radon uvolnný z hor-nin)

GEODYNAMIKA

- 93 (218) -

2.7.3 Jev radioaktivity

Každý živý organizmus i neživá vc se skládá z atom rzných prvk, nap. tlo lovka je budované pibližn 4.1027

atomy kyslíku, uhlíku, vodíku, dusíku. fosforu, draslíku a jiných prvk.

Atomy prvk se skládají z jádra a elektronového obalu. Jádro je tvoeno proto-ny a neutrony. Elektrony se pohybují na elektronových sférách oznaovaných K, L, M, N, O, P, Q. Elementární náboj nabitých ástic je 1,602.10-19 C. Izoto-

py prvk oznaujeme symboly XAZ , kde A je hmotnostní íslo prvku a X

chemický symbol prvku. Z je atomové íslo prvku. Hmotnost atomu je zkoncentrovaná do jádra, kterého objem je pitom sotva 1011 ástí celkového objemu atomu. Prostor okolo jádra je tém prázdný, kro-m malých záporn nabitých astíc - elektron (e-

), které ho obíhají (obr. 2.52a). Elektrony urují chemické chování dané ástice. Nemají nic doinní s radioaktivitou. Radioaktivita je “výhradn“ závislá jen od struktury jádra. Prvek je definovaný potem proton (p+

) ve svém jáde (protonové íslo). ím vtší je poet proton, tím tžší je jádro. Vodík má 1 proton, hélium 2, lithium 3, ale thorium má už 90 proton, protaktinium 91 a uran 92. Tžké prvky, s více jako 92 protony, jsou známe jako transurany.

Obr. 2.52a Schematický model atomu. Obr.2.52b Princip stability jádra.

Spolu s protony se v jáde nachází i neutrální, ale mnohem tžší ástice - ne-utrony (n). Jejich poet v jáde uruje, zda je jádro stabilní nebo nestabilní, tedy radioaktivní. Aby bylo jádro stabilní, ml by být poet neutron stejný jako poet proton. Ve stabilním jáde jsou protony a neutrony spolu vázány velice silnými dostedivými - pitažlivými, tzv. jadernými sílami, takže žádná z ástic nemže jádro opustit. V takovém pípad je všechno v poádku a jádro je v rovnovážném stavu. Problémy nastávají pokud je poet neutron jiný jako poet proton (obr. 2.52b). V takovém pípade má jádro pebytek energie a


- 94 (218) -

jednoducho není schopné držet pohromad, protože odstedivé - odpudivé elektrostatické sily mezi protony získávají pevahu nad dostedivými - jader-nými silami a ty jsou nuceny pebytek energie uvolnit. Tato nestabilita je pozo-rovaná u jader atom s hmotnostním íslem nad 210 a tyto prvky existují bžn v pírod. Rzné jádra uvolují pebytenou energii rzným zpsobem, bu ve form elektromagnetických vln nebo tok rzných ástic. Tento tok energie se oznauje jako radiace anebo radioaktivní záení. Protože se týká jádra i ja-derného záení.

Proces, v rámci nhož nestabilní atom uvoluje pebytek energie je oznaován jako radioaktivní rozpad. Lehké jádra s nkolika protony a neutrony se stávají stabilními po jednom rozpadu. Když se rozpadává tžké jádro, nap. rádia nebo uranu, mže být výsledné jádro i nadále nestabilní a rozpadá se ješt dále. Fi-nální stabilní stav mže nastat až po mnohých rozpadech. Takovéto postupnos-ti nestabilních jader atom se oznaují jako radioaktivní rozpadové ady. Zaínají rozpadem tzv. mateských prvk uranu a thoria a koní stabilními jádry olova, mezi kterými je množství meziprodukt rozpadu, které se oznauji jako dceinné produkty rozpadu anebo potomstvo. Pírodní radioaktivní roz-pad je dkazem existence mnohých radioaktivních nuklid v pírodním pro-stedí.

Pemny jader atom vznikají psobením externího záení na atomy hmoty, nebo v dsledku vnitní nestability jader atom. Dopadají-li ástice a na jádra X atom, tvoí se jádra Y a uvolují ástice b,

a + X → Y + b ; (2.30)

reakci lze zapsat X (a, b)Y. Pravdpodobnost vzniku interakce jaderného záe-ní s hmotou vyjaduje úinný prez ( cm2) reakce daného typu. Pro energie ástic a (Ea ≤ 10 MeV) je pemna obvykle uskutenna v posloupnosti

a + X → Y∗ → Y + b, (2.31)

pi které vzniká vzbuzené jádro atomu Y∗ . Jeho pechod na stabilní energetic-kou úrove mže být okamžitý nebo postupný; ve druhém pípad se jádra Y∗ pemují ve smyslu posloupnosti

Y ∗ → Z + c (2.32)

a v tomto pípad mluvíme o umlé radioaktivit. Nacházejí-li se jádra Y∗ v pírod, oznaujeme pemny podle výše uvedeného vzorce jako pirozenou radioaktivitu.

Pemny jader Y ∗ atom jsou provázeny emisí ástic (b, c) nebo energie, tak-zvaným jaderným záením; takové prvky oznaujeme jako radioaktivní. Typy pemn jsou: alfa, beta, záchyt elektronu a dlení jader.

Zákon radioaktivního rozpadu vyjaduje závislost úbytku potu atom N radio-aktivního prvku na ase t

Nt = N0 exp (-t) (2.33)

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

GEODYNAMIKA

- 95 (218) -

doba, za kterou se z poáteního množství radionuklid rozpadne jedna polo-vina.

T = λ

21n =

λ693,0

(2.34)

Za dobu 5T zbude 3% výchozího množství radionuklid, za 7 T 1%, za 10T 0,1 %.

Proces radioaktivního rozpadu nestabilních jader neprobíhá u všech prvk stej-nou rychlostí. Rychlost rozpadu je daná tzv. poloasem rozpadu, což je as, za který se rozpadne práv polovina z pvodního množství jader daného prvku. Tento as je konstantní a charakteristický pro každý radionuklid. Poloasy roz-padu pokrývají velmi široký asový interval: od nejkratších ~ 10-10

sekund, až po nejdelší ~ 1010

rok. Poloas rozpadu umožuje stanovit radioaktivitu nja-kého objektu v uritém ase.

RADIOAKTIVITA - je schopnost (vlastnost) nkterých látek (prvk) samovoln vysílat neviditelné záení. Látky (prvky), které tuto schopnost mají se oznaují jako RADIOAKTIVNÍ LÁTKY .

NUKLID - je prvek složený ze stejných atom, které jsou ureny potem pro-ton a neutron. Nuklidy stejného prvku, jejichž atomy mají stejný poet pro-ton, ale rzný poet neutron jsou považovány za IZOTOPY tohoto prvku (obr. 2.53).

RADIONUKLID - je nestabilní (radioaktivní) nuklid, který podléhá samovolné radioaktivní promn.

RADIOIZOTOP - je nestabilní (radioaktivní) izotop prvku, který podléhá sa-movolné radioaktivní promn.

Obr. 2.53 Vymezení pojmu nuklid a izotop.


- 96 (218) -

2.7.4 Druhy radioaktivního záení

Existence radioaktivního záení v naší blízkosti je dkazem pítomnosti nestabilních a rozpadávajících se radioaktivních látek, jejichž druh a polohu potebujeme co nejpesnji zjistit. Poznání fyzikální podstaty rzných druh záení je proto nevyhnutné pro jeho správnou detekci a pro získání informací o množství a charakteru radioaktivní látky. Radioaktivní záení existuje ve více formách, a sice bu jde o tok ástic (hmotných a pípadn i elektricky nabi-tých) nebo o elektromagnetické vlnní (nehmotné a bez náboje). Z historic-kých dvod se jednotlivé druhy záení oznaují α, β, γ (jak byly postupn objevované), a až znan pozdji byla zjištná jejich podstata (obr. 2.54).

ZÁENÍ (α) - je to proud (tok) kladn nabitých ástic - jader hélia 42He2+

, které mají relativn velkou hmotnost a náboj, anebo mají silné ionizaní schopnosti, tj. schopnosti rozbíjet neutrální molekuly plyn ve vzduchu na vodivé ionty. Zastavuje ho však už list papíru nebo pokožka - obr. 2.55. Proto látky, které vyzaují toto záení (α- záie), jsou nebezpené pro živá tkaniva až když jsou zhltnuté anebo vdechnuté do tla.

ZÁENÍ (β) - je to proud záporn (nebo kladn) nabitých elektron e- (pozitro-

n e+), které jsou lehí a mají menší náboj než ástice α. Mají proto vtší schopnost prniku hmotou a zastaví je nap. tenká vrstva vody, skla nebo kovu (hliník) (obr. 2.55). Uvnit tla jsou rovnž velice nebezpené.

Pi prchodu záení gama hmotou nastává interakce kvant gama s atomy hmo-ty: nejdležitjší jevy vzájemného psobení jsou fotoefekt, Comptonv jev a tvoení pár elektron - pozitron.Úinné prezy uvedených reakcí jsou závis-lé na energii E záení gama a na složení hmotného prostedí, které lze charak-terizovat efektivní hodnotou atomového ísla. Následkem interakcí je snižová-ní energie kvant gama, jejich rozptyl a pohlcení. Pokles intenzity záení gama pi prchodu hmotnou pekážkou charakterizuje lineární koeficient zeslabení záení gama (cm–1).

Obr. 2.54 Základní charakteristiky rzných druh záení.

GEODYNAMIKA

- 97 (218) -

Obr. 2.55 Schematické znázornní prniku rzných druh radioaktivního záe-ní hmotou. Vysvtlivky: A – papír; B - hliník; C - olovo, D – beton.

Pohlcení primárního záení zdroje o energii Eo (geometrie úzkého svazku pa-prsk, vyjaduje vztah

I1 = I0 exp (- x),

kde I0 a I1 jsou intenzity záení gama ped a za hmotnou pekážkou o rozmru x (cm). Pi mení celkového záení gama všech energií E (geometrie širokého svazku paprsk), zahrnujícího primární záení a záení rozptýlené a sekundár-ní, vznikající v hmotné pekážce, lze absorpci popsat vztahem

I2 = I0 exp (- x) B, (2.35)

kde B = I2 I1 > 1 je faktor vzrstu meného pole.

NEUTRONOVÉ ZÁENÍ - jsou to ástice bez elektrického náboje a s uritou hmotností, což jim umožuje lehký prchod materiály. Neionizují prostedí pímo, ale svojí interakcí s atomy hmoty dávají píinu vzniku α, β, γ a X - paprskm, které uskuteují ionizaci. Tok neutron se dá zastavit až velice silnými vrstvami betonu, vody nebo parafínu (obr. 2.55).

Tyto druhy radioaktivního záení se také oznaují jako ionizující záení, pi-emž záení α a β jsou pímo ionizující a záení γ - rentgenové a neutro-nové záení jsou nepímo ionizující.

2.7.5 Zdroje radioaktivity

Mezi pirozené radionuklidy patí leny pirozených radioaktivních rozpadových ad. Rozpadové ady se nazývají podle svých mateských prvk 238 U, 235 U, 232Th. Zstávají-li leny rozpadové ady v pírodních objektech na míst, vzniká mezi nimi radioaktivní rovnováha. Za podmínek 1 → 0, 1 <

λ 1 vzniká mezi mateským prvkem (i = 1) a jeho produkty rozpadu (i = 2,3,4,…) trvalá radioaktivní rovnováha urená vztahem:


- 98 (218) -

λ 1N1 = λ 2 N2 = λ 3N3 = … λ i Ni (2.36)

V ad 238U je za stavu trvalé radioaktivní rovnováhy dležitý pomr hmot 238U a 226Ra

mU : mRa = 1 : 3,14 . 10-7.

V pírodním prostedí mže být vlivem rozdílné rozpustnosti a transportu len ady radioaktivní rovnováha porušena. Stav charakterizuje koeficient radioak-tivní rovnováhy urený z experimentáln stanovených hodnot mU a mRa :

710.4,3 −=U

Rarr m

mk (2.37)

Pi krátkém poloasu rozpadu mateského prvku vzniká pechodná radioaktivní rovnováha. leny rozpadových ad jsou zdroje záení alfa, beta, gama.

2.7.6 Zdroje pírodní radioaktivity

K pírodním zdrojm radioaktivity patí:

A) pírodní radioaktivita hornin, hydrosféry a atmosféry, která pochází od dvou druh radionuklid:

1. primárních (obr. 2.57), a to:

a) 40K, 48Ca, 87Rb, 96Zr, 147Sm a další, které netvoí rozpadové ady. Vzhledem k pítomnosti v horninách, množství a aktivit je nejdleži-tjším draslík.

b) rozpadových produkt rozpadových ad mateských prvk 238U (tzv. uranový rozpadový rad) a 235U (tzv. aktino-uranová rozpadová ada). ady koní stabilními izotopy olova 206Pb a 207Pb.

c) rozpadových produkt rozpadového radu materského prvku 232 Th (tzv.

thoriová rozpadová ada), který koní stabilním 208 Pb. 2. kosmogenních, které vznikají interakcí kosmického záení s atomy prvk v

atmosfée (nap. 14 C, 3 H a jiné):

B) kosmické záení, které pedstavuje proud (tok) rzných lehkých nabitých ástic (α, p)

vysokých energií a je možné ho rozlenit na:

1. primární kosmické záení:

a) galaktické, pocházející z naší galaxie a

b) slunení (solární) záení.

2. sekundární kosmické záení vznikající interakcí primárního kosmického záení se složkami atmosféry, piemž vznikají všechny dnes známe elemen-tární ástice.

GEODYNAMIKA

- 99 (218) -

Kosmické záení je detekováno spolen s jinými druhy záení na Zemi.

Z celkového potu asi 230 známých pírodních radionuklid podstatná ást radioaktivity pochází hlavn od radionuklid draslíku 40K, uranu 238U a thoria 232Th. K dodateným zdrojm pírodní radioaktivity je možné z hlediska hod-nocení kvality životného prostedí zaadit další dva zdroje:

a) záení rozpadových produkt radioaktivních plyn (izotop ra-donu 219, 220, 222 Rn), které po svém vzniku v rozpadových a-dách 235U, 232Th a 238U unikly z horniny do ovzduší a

b) radioaktivitu stavebných materiál.

2.7.7 Zdroje umlé radioaktivity

Zdroji umlé radioaktivity jsou umlé radionuklidy. Vznikají psobe-ním neutron (n), nabitých ástic (p,α, d) a gama záení na atomy jinak sta-bilních prvk nebo pi štpení jader tžkých prvk. V souasnosti je známo asi 800 umlých radionuklid, které vznikají pi jaderných výbuších a regulova-ných procesech ozaování prvk v jaderných generátorech a reaktorech. Mnohé z nich jsou využívány v rzných oblastech, nap. v medicín, energetice, potra-vináství, atd. Bžn jsou využívané jako zdroje záení alfa nap. 238Pu a 239Pu, jako zdroje záení beta nap. 14C a 204Tl a jako zdroje gama záení nap. 1 37

Cs, 24Am, 60Co a jiné.

Oblasti vzniku, resp. použití umlých radionuklid: lékaská diagnostika, bá-ská innost, provoz elektráren na fosilní paliva, jaderná energetika a innost spojená s palivo- energetickým cyklem radioaktivních surovin, zkoušky jader-ných zbraní, umlé hnojiva, použití radionuklid v prmyslu, zemdlství, po-travináství, atd.

2.7.8 Struktura radianí zátže obyvatelstva

Z velkého množství celosvtových mení radioaktivity pírodního a životného prostedí bylo možné stanovit základní rozdlení hlavních zdroj záení, jenž jsou znázornny v tab.B a na obr. 2.58.

Tabulka. B

Píspvky z hlavních pírodních zdroj záení – (dle Daniel et al. - 1996)

zdroj ozáení vnjší [%] vnitní [%] Spolu [%]

kosmické záení 17 1 7

Kosmogenní radionuklidy 1 1

primární radionuklidy

K-40 6 7 13

rozpadový rad U-238 4 51 55

rozpadový rad Th-232 7 7 14


- 100 (218) -

Vyplývá z nich, že nejvtší as radioaktivního záení dopadajícího na lovka pochází z horninového prostedí (tém 50 % z radonu a asi 60 % spolu z rado-nu a hornin), což ped geofyziky staví velice dležitý úkol, týkající se mení radioaktivity horninového prostedí, s cílem zjištní objemové aktivity radonu v horninách, v jednotlivých zájmových oblastech. Mení tohoto druhu jsou v R realizována v rámci tzv. radonového programu již od r. 1990.

2.7.9 Jednotky radioaktivity

Veliiny jaderné fyziky se vyjadují v jednotkách mezinárodní soustavy SI. Nejzákladnjší z nich jsou uvedeny v kap. I. (Pehled hlavních užitých symbo-l a jednotek - str.5), spolen s vysvtlením jejich obsahové nápln.

Krom toho se radioaktivita pírodních materiál (hornin, tekutin, plyn) asto vyjaduje množstvím (koncentrací) radioaktivních prvk v nich obsaže-ných v % nebo jednotkách ppm (parts per million), tj. (1 ppm = 1 0-4

%).

2.7.10 Mení radioaktivity

K mení radioaktivity, zejména pro geologické úely, se využívá množství metod, které jsou souhrnn oznaovány jako radionuklidové meto-dy. Tyto metody využívají promny jader atom, jaderné záení a psobení jaderného záení na hmotu.

Lze je rozdlit na dv velké skupiny, a to na:

• metody mení pírodní radioaktivity (radiometrické meto-dy), které kvalitativn a kvantitativn stanovují pítomnost pí-rodních radioaktivních prvk v horninách, vodách a vzduchu a

• metody mení vybuzených polí jaderného záení (metody ja-derné geofyziky), které využívají psobení zdroj jaderného záení na zkoumané geologické objekty a umožují stanovení obsahu prvk a fyzikálních vlastností hornin.

Podle typu detekovaného jaderného záení se radionuklidové metody dlí na metody alfa, beta, gama a neutron.

Podle podmínek mení se radionuklidové metody dlí na metody laboratorní a metody terénní, které mohou být letecké, automobilové, pší, vrtní, báské a mení na moském dn.

K mení jaderného záení , , , n se užívají radiometrické pístroje. Pod-statnou ástí tchto aparatur jsou detektory. Zpsob mení jaderného záení je podmínn jeho charakterem a konstrukcí radiometrických pístroj. Jejich nej-dležitjší souástí jsou detektory.

GEODYNAMIKA

- 101 (218) -

Obr. 2.56. Spektrum elektromagnetického záení.

2.7.11 Detektory

V detektorech dochází k pemn energie záení na elektrické velii-ny. V geofyzice se užívají detektory rzných typ.

Ionizaní komory - využívají ionizaních vlastností jaderného záení. Ioniza-ní komory jsou obvykle válcového tvaru. Záení zdroje ionizuje v komoe pí-tomný plyn a podle stupn jeho ionizace protéká mezi elektrodami komory ionizaní proud, jehož hodnota je mírou radioaktivity zdroje. Ionizaní komory se nejastji užívají k detekci záení alfa.

Proporcionální poítae - jsou válcového tvaru, jsou plnny plynem. V ose válcové katody je vodivé vlákno - anoda. Po dopadu ionizující ástice do pro-storu poítae vzniká etzová reakce násobení potu iont, podmínná silným elektrickým polem mezi elektrodami. Mezi elektrodami protee proud, který se na výstupu poítae projeví jako napový impuls. Amplituda impulsu je úmrná energii dopadnuté ástice (proporcionalita). Poítae se užívají k ana-lýze energií jaderného záení (spektrometrie).


- 102 (218) -

Obr. 2.57. Pírodní radioaktivní rozpadové rady 238 U, 235 U, 232 Th a rozpad 40

K. (upraveno dle Gruntorád et al. – 1985). Vysvtlivky: oznaení poloas rozpadu (r - rok, d - den, min - minuta, s - sekunda).

Geigerovy-Müllerovy poítací trubice - jsou konstrukn podobné proporci-onálním poítam, pracují však pi vyšších naptích (200 až 1 500 V). Ampli-tudy impuls na výstupu jsou pibližn jednotné a nejsou úmrné energiím detekovaných ástic. ástice beta jsou detekovány pímo, kvanta gama totiž uvolují z katody GM poítae elektrony, které realizují prvotní ionizaci.

Scintilaní poítae - se skládají ze scintilaní látky a fotonásobie. Dopad ástice do scintilaní látky podmíní emisi fotonu (scintilace), který z fotokatody fotonásobie vyráží elektrony, jejichž poet se ve fotonásobii progresivn znásobí. Elektronový mrak, který dopadne na anodu podmíní vznik napového impulsu na výstupu poítae, jehož amplituda je úmrná energii detekované ástice. Scintilaní poítae ZnS(Ag) lze užít pro spektro-metrii alfa, CsI(TI) pro spektrometrii beta, NaI(TI) pro spektrometrii gama.

Polovodiové poítae - využívají vzniku volných nositel náboj po dopadu detekovaných ástic do úinného objemu polovodie. Amplituda impulsu na výstupu poítae je úmrná energii detekované ástice. Užívají se k detekci nabitých ástic, rentgenového záení a záení gama. Pro spektrometrii gama se užívá detektor Si(Li), Ge(Li) a Ge.

GEODYNAMIKA

- 103 (218) -

Obr. 2.58. Základní rozdlení hlavních zdroj záení. Vysvtlivky: 1 - ozáení v zdravotnických zaízeních; 2 - ozáení z jiných zdroj; 3 – ozáení ze Zem; 4 - ozáení z jaderných elektráren; 5 - ozáení z vesmíru; 6 - ozáení z tles-

ných tkaniv; 7 - ozáení na pracovišti; 8 - ozáení z radonu.

Detektory neutron - jsou poítae podobných konstrukcí, ve kterých pidá-ním vhodné látky se uskutení reakce, pi které je neutrony uvolnna nabitá ástice detekovatelná podle ionizaních úink. Citlivost detektoru je dána etností produkovaných impuls (imp s-1) pi ozáení jednotkovým polem. Úinnost poítae g(E) je pomr potu impuls na výstupu poítae k potu ástic dopadlých do jeho objemu. Spektrální rozlišovací schopnost detektoru vyjaduje kvalitu ostrého vymezení energií detekovaných ástic.

2.7.12 Radiometrické aparatury

Dozimetry - sítají hodnoty ozáení, kterému je pístroj vystaven.

Intenziometry - mí okamžitou hodnotu podle radioaktivity, kde se pístroj nalézá. Impulsy vzniklé na výstupu detektoru se zesilují, analyzují a sítají. Podle zpsobu sítání impuls se pístroje dlí na analogové mie stední etnosti impuls, u kterých odeítanou veliinou je etnost impuls n (s-1) a digitální poítae impuls, které signalizují poet impuls N name-ných za as t (n = N/t). Mie stední etnosti impuls sítají signál na inte-graním obvodu RC. Hodnota souinu odporu R () a kapacity C (F) udává asovou konstantu RC (s) pístroje. Podle zpsobu analýzy impuls se aparatu-ry dlí na pístroje na mení úhrnné aktivity, které nerozlišují energie záení a na spektrometry (analyzátory) využívající úmrnost amplitudy impuls a ener-gie detekovaného záení.


- 104 (218) -

Spektrometry - se dlí na integrální (prahové) a diferenciální, které registrují ástice píslušející do vymezeného pásma (kanálu, okna) energií. Diferenciální spektrometry jsou jednokanálové nebo mnohokanálové, které analyzují celé spektrum energií souasn.

2.7.13 Uplatnní radionuklidových metod

Radionuklidové metody mají široké uplatnní nap. pi geologickém mapování (obr. 2.59), vyhledávaní a przkumu ložisek nerostných surovin, v hydrogeo-logii a stavební geologii, v provozu dol a úpraven a pi hodnocení kvality ži-votného prostedí (obr. 2.61. a obr. 2.62 ).

2.7.13.1 Radonové limity

Radonový program se zaal v R rozvíjet v r. 1990. V souvislosti s tím byla již v roce 1991 vydána vyhláška Ministerstva zdravotnictví R . 79/1991 Sb. “O požadavcích na omezení ozáení z radonu a dalších pírodních radio-nuklid“ a v r. 1993 i naízení Vlády R . 709 “Ochrana obyvatel ped ozáe-ním z radonu a dalších pírodních radionuklid“. Metodika hodnocení základo-vých pd z hlediska rizika pronikání radonu do budov byla novelizována v r. 1994. Hodnocení radonového rizika je patrné nap. i z níže uvádné tabul-ky7.

Objemová aktivita radonu (kBq/m3) Tabulka 7:

RADONOVÉ RIZIKO Propustnost podloží

nízká stední vysoká

1. nízké < 30 < 20 < 10

2. stední 30 - 100 20 – 70 10 - 30

3. vysoké >100 > 70 > 30

2.7.13.2 Metodika leteckých mení používaných v R

Podstatnou složkou radioaktivity životního prostedí je gama záení zemského povrchu. Toto terestrické záení gama produkují pírodní radioaktiv-ní prvky obsažené v horninách, vystupujících na zemský povrch. Jsou to pe-devším draslík -jeho izotop 40K, z uranové rozpadové ady 214Bi a z thoriové rozpadové ady 208Tl.

Distribuci tchto hlavních pírodních gama zái, produkujících 99% veškeré-ho pírodního záení gama na zemském povrchu, je schopna spojit zmapovat letecká gama spektrometrie, která byla na území R aplikována v letech 1983 - 1992 (Ddáek K. a kol., 1988, Ddáek K. a kol., 1992). Vysoká citli-vost této letecké metody, vi zmínným gama záim, umožnila rozlišit je-jich koncentrace v hodnotách 0,25 % K, 1 ppm U a (1,5) 2 ppm Th.

GEODYNAMIKA

- 105 (218) -

Obr. 2.59. Mapa radioaktivity hornin R. (sestavená podle výsledk leteckých, automobilových, peších a laboratorních radiometrických mení. Expoziní píkon záení gama hornin vyjádený v µR/h - upraveno dle Matolín, Manová in Ibrmajer et al. -1989).

Obr. 2.61. Šíení radioaktivního zneistní v ovzduší po havárii reaktoru

v ernobylu. (upraveno dle Prášil et al. – 1991)


- 106 (218) -

Letecká mení poskytla požadované mapy distribucí draslíku, uranu a thoria. Pro zjištní možnosti lépe diferencovat uranem mírn obohacená souvrství od souvrství bez uranu, a též pro lepší odlišení thoriem relativn chudých souvrst-ví, byly asto konstruovány mapy hodnot pomru koncentrací Th/U, které zvý-razují radiogeochemické odlišnosti napíklad silurských sekvencí od ostatních stup spodního paleozoika Barrandienu.

Hodnoty radio-hygienických parametr, tj. sumárního dávkového píkonu te-restrického záení gama 1m nad zemí [nGy/h] a sumárního píkonu efektivního dávkového ekvivalentu záení gama ze zemského povrchu - oznaovaného též jako radianí zátž obyvatelstva - [nSv/h], byly vypoteny ze zjištných kon-centrací draslíku, uranu a thoria podle rovnic uvedených níže, v kapitole “Me-todika pozemní rekognoskace letecky zjištných anomálií“.

Letecká mení se doplují a ovují rekognoskaním pozemním mením po-mocí penosného spektrometru gama.

2.7.13.3 Metodika leteckých mení a zpracování dat

K leteckému geofyzikálnímu mení radioaktivity zemského povrchu byl na území R použit letecký ty-kanálový gama spektrometr DiGRS 3001 fy Exploranium, Kanada. Detektory gama spektrometru tvoí 8 krystal NaI (Tl) o celkovém objemu 14,8 litr. Aparatura byla zpravidla instalována v leta-dle AN-2. Vedení po profilech bylo zajišováno elektronickým naviganím systémem MINI-RANGER III. fy MOTOROLA, USA. V nkterých oblastech byl použit 256-kanálový gama spektrometr GR 820 D téže firmy. Detektorem záení gama byly v tomto pípad scintilaní krystaly NaI (Tl) o objemu 33,6 l pro mení radioaktivity zemského povrchu. další detektor NaI (Tl) o objemu 4,2 l byl uren pro mení vzdušného radonu a pozadí. Spektrometr umožoval mení energií záení gama v rozsahu 0,2 až 3,0 MeV v 256-kanálech amplitu-dového analyzátoru impuls gama spektrometru uvedenými detektorovými jednotkami. Stabilita pístroje byla zajišována speciálním zaízením GR 700 s využitím píku pirozeného izotopu K-40 bez vnitního referenního zdroje záení gama. Toto ešení umožovalo mit v celém rozsahu spektra energií záení gama, což je významné zejména z hlediska prací v oblasti životního prostedí.

Souástí letecké aparatury byla satelitní naviganí systém GPS 95 AVD fy GARMIN, USA, zajišující pesnou lokalizaci namených dat. Aparatura byla rovnž instalována v letadle AN-2.

Letecký geofyzikální przkum jednotlivých oblastí byl provádn v mítku 1:25 000, tj. základní profily byly projektovány a nalétány jako paralelní ve vzdálenosti 250 m od sebe, v azimutu 1430. Krom tchto základních profil byly nalétány svazovací profily, vedené kolmo na základní s hustotou 10x menší, tj. 2,5 km od sebe. Základní i svazovací profily byly nalétány pevážn ve výšce 60 až 100 m nad terénem (stední projektovaná výška letu byla 80 m), rychlost letu pi mení byla 120 km/hod. Zvolená metodika a prostorový úhel detekce v dané výšce, pi tomto rozestupu drah let, zajišovaly spojité získání a zmení signálu záení gama z celé mené plochy.

GEODYNAMIKA

- 107 (218) -

Jednotlivé radioaktivní prvky K, U, Th byly meny v tchto energiových ok-nech záení gama:

K (1461 keV) 1360 - 1560 keV

U (1765 keV) 1670 - 1870 keV

Th (2615 keV) 2420 - 2830 keV

Citlivosti leteckých gama spektrometr k detekci tchto prvk byly stanoveny mením na umlých standardech radioaktivních prvk K, U, Th a na tzv. nu-lovém standardu cejchovací základny Uranového prmyslu v Bratkovicích u Píbrami a dále za letu nad temi vybranými pírodními cejchovacími objekty o známých koncentracích K, U, Th v horninách na eskomoravské vrchovin. Pro dané aparatury a výšku letu 80 m nad terénem se tyto citlivosti pohybovaly v intervalech:

50,0 - 71,2 imp.s-1/1 % K (v K - okn) 5,9 - 7,3 imp.s-1/1 ppm U (v U - okn) 2,1 - 4,4 imp.s-1/1 ppm Th (v Th - okn).

Základní zpracování dat ovenou metodikou vedlo ke stanovení hodnot kon-centrací radioaktivních prvk K, U, Th pímo v % K a ppm U a ppm Th (1 ppm = 10 -4 %).

Pro úely posuzování stavu životního prostedí byly z namených koncentrací pírodních radioaktivních prvk K, U, Th sestavovány speciální mapy. Ve spo-lupráci s Výzkumným ústavem jaderných elektráren Trnava, firmou EKOSUR Piešany a Katedrou užité geofyziky PF UK Praha byly, ze spolen a souas-n provádných experimentálních leteckých a pozemních mení u Dunajské Stredy (SR) v r. 1989, ovovány citlivosti gama spektrometru i pro stanovení umlých radionuklid a koeficienty pro výpoet speciálních map radiohygie-nických parametr. Do praxe byli zaazeny mapy prezentující:

- sumární dávkový píkon gama-záení, poítaný z prvk K, U, Th, ve vzduchu jeden metr nad terénem

Da = 13.0 QK + 5.4 QU + 2.7 QTh [nGy/h] (2.38)

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

- sumární píkon efektivního dávkového ekvivalentu gama- záení (K, U, Th,) ze zemského povrchu (radianí zátž obyva-telstva)

HE = 0.7 Da [nSv/h] (2.39)

Výsledky jsou prezentovány ve form plošn barevných map isolinií pírod-ních radioaktivních prvk K, U, Th, pomru prvk Th/U, sumárního dávko-vého píkonu gama záení ve vzduchu 1 m nad terénem a sumárního píkonu efektivního dávkového ekvivalentu gama záení ze zemského povrchu v mít-ku 1: 50 000.


- 108 (218) -

Pro informaci uvádíme limit pípustné radianí zátže pro lovka plynoucí z atomového zákona . 18/1997 Sb. a Vyhl. Státního ústavu pro jadernou bez-penost . 184/97 Sb. O požadavcích na zajištní radianí ochrany, v hodnot 1 mSv/rok. Této roní limitní hodnot odpovídá hodinová hodnota 115 nSv/hod. S ohledem na vzájemný vztah sumárního dávkového píkonu a radianí zátže, který je vyjádený rovnicí

1 nSv/h 0,7 nGy/h, (2.39.1)

lze odvodit i limitní hodinový sumární dávkový píkon záení gama ve výši 163 nGy/h. Teprve tyto hodnoty jsou pak zásadní pi posuzování radianí zát-že obyvatelstva. Mapový soubor se dopluje interpretaním schématem s významnými lokalitami.

2.7.13.4 Metodika pozemní rekognoskace letecky zjištných anomálií

K pozemnímu ovení letecky zjištných anomálií se používá penosný spektrometr gama GS-256, což je 256-kanálový spektrometr, který detekuje záení gama v rozsahu 840 až 3060 keV pro úhrnnou aktivitu gama a v intervalech 1370 až 1550 keV pro draslík (40K), 1650 až 1870 keV pro uran (214Bi) a 2470 až 2770 keV pro thorium (208Tl). Zhodnocuje tedy gama záení prakticky stejných rozptí energií (oken) jako se pokládá pímo na zemský povrch, ímž je zajištn soustedný píjem záení gama cca z 1 m2 zemského povrchu v okolí detektoru.

Mící body se v zájmové lokalit situují nerovnomrn, s cílem ohod-notit radioaktivitu pokryvných útvar (vetn antropogenních) i horniny skal-ního podkladu na výchozech, nacházejících se na dané lokalit. Pozemn zm-ené údaje podávají podrobnjší informaci o lokální variabilit pítomných radioaktivních prvk.

2.8 GEOFYZIKÁLNÍ M ENÍ VE VRTECH - (ka-rotáž)

2.8.1 Úvodní ást

Soubor geofyzikálních metod, které jsou aplikovány pímo ve vrtech, a jsou zameny na získání poznatk o fyzikálních vlastnostech hornin, jenž byly zastiženy vrtní inností, stejn jako na získávání poznatk technickém stavu vrtu, resp. o fyzikálních vlastnostech kapalin nacházejících se ve vrtu, bývá v geofyzikální praxi oznaován jako soubor geofyzikálních karotážních metod.

V souasnosti lze v rámci této innosti ve vrtu aplikovat velice široký sortiment metod, které využívají tém všechny základní principy, jenž jsou využívány i u diskutovaných povrchových metod.

Do souboru karotážních prací jsou v širším pojetí zahrnovány i metody, které se zabývají problematikou, jenž bezprostedn souvisí s vlastní vrtní inností

GEODYNAMIKA

- 109 (218) -

(tj. nap. s problematikou mení: prmru vrtu; smru a odklonu vrtu od verti-kály; smru a sklonu zastižených vrstev; objemového vertikálního prtoku kapaliny apod.), a které jsou vtšinou karotážních pracoviš aplikovány.

Základní podmínkou pro realizaci karotážních mení je existence vrtu, který pi aplikaci jednotlivých geofyzikálních karotážních metod umožuje dostávat se pímo do kontaktu s horninami, jejichž fyzikální parametry by se mly mit a tím získávat informace o jejich fyzikálních vlastnostech v pirozeném prostedí. Tj. získávat fyzikální parametry, které jsou velice dležité nejenom pro reálnou interpretaci provádných povrchových geofyzikálních mení.

Jelikož již vrt sám o sob pedstavuje umlý zásah do pirozených podmínek horninového prostedí, a i v rámci dsledk samotného vrtního procesu se as-to v jeho bezprostedním okolí liší fyzikální vlastnosti prostedí a podmínky od ideálních, je nutné si uvdomit, že i:

když je vrt na jedné stran nutnou podmínkou pro realizaci karotáž-ních mení, že na druhé stran je faktorem, který ponkud ztžuje proces získání reálných fyzikálních vlastností horninového prostedí, kterým prochází a to tím více, ím je jeho prmr vtší.

Pomrn nepízniv se na tomto procesu podílí zejména výplach, kterým je vrt vyplnn, nebo se jedná o jílovitou emulzi, jejíž fyzikální vlastnosti se liší od pirozeného horninového prostedí. Nejmarkantnji se pitom nap. mní elek-trické vlastnosti propustných hornin.Naštstí, výsledky analýzy tohoto procesu umožnily již i v minulosti lépe pochopit i píiny vzniku vlastních potenciál v sedimentárních horninách.

Proces získání reálných fyzikálních vlastností horninového prostedí ztžuje i proces vzniku zmn elastických vlastností na stn vrtu a to v pípadech, kdy vrt prochází pelitickými horninami (nap. jílovci, i prachovci).

Navíc v pípadech, kdy vrt je již zapažen (tj. vystrojen pažnicemi) a kdy pro-stor mezi pažnicemi a stnou vrtu bývá velice asto vyplnn cementovým poji-vem, nelze již ve vrtu aplikovat nap. elektrokarotážní metody.

2.8.2 Rozdlení karotážních metod - (v širším pojetí)

V rámci v souasnosti aplikovaných karotážních metod jsou provádny práce, které se zabývají:

A. mením pirozených elektrických polí (metoda vlastních potenciál, metoda elektrodových potenciál);

B. mením umle vyvolaných elektrických polí;

C. registrací radioaktivního záení hornin (metody jaderné karotáže);

D. využitím poznatk, které skýtají speciálních karotážních metody (spe-ciální karotážní metody);

E. využitím metod, které zjišují technický stav vrtu (metody zjišující technický stav vrtu);


- 110 (218) -

F. mením fyzikálních vlastností kapalin.

2.8.2.1 Mení pirozených elektrických polí

V tomto pípad se jedná o mení vlastních, tj. ve vrtu samovoln vznikajících potenciál (SP) a elektrodových potenciál (EP).

Metoda vlastních potenciál – (SP)

Za píinu vzniku vlastních potenciál jsou považovány difúzn adsorpní procesy (kterým odpovídají difúzn adsorpní potenciály), filtraní procesy (kterým odpovídají filtraní potenciály) a oxidan redukní procesy (kterým odpovídají oxidan redukní potenciály).

V tchto pípadech se pi mení spouští do vrtu jedna mící elektroda (M) a pes registraní zaízení se indikuje její potenciál vzhledem k elektrod (N), která je umístna na povrchu - nap. obr. 2.62. Kivky vlastních potenciál zís-kané v sedimentárním horninovém prostedí pak pedevším umožují:

rozlenit vrtný profil na polohy pevážn písité a pevážn jílovité; vylenit v profilu vrtu propustné - porézní horniny, a

vypoítat mrný odpor podzemní vody ρρρρω pro statickou anomálii SP (tj. SSP).

Analýza bývá zamena i na stanovení mrného odporu hornin, resp. i koefici-entu polarizovatelnosti hornin ηηηη (kdy koeficient ηηηη je definován jako pomr potenciál vyzvané polarizace k potenciálu, který je men pi procházejícím proudu).

Difúzn adsorpní potenciály jsou v generelu tvoeny difúzním a membrá-novým potenciálem a v sedimentárních horninách je lze indikovat v pípadech, kdy existuje dostaten velký rozdíl v mineralizací výplachu a vrstevní vody, nebo vrstevní vody mívají obyejn vyšší koncentraci mine-rálních látek než výplach.

Nap. v pípad, kdy se jedná o mineralizaci, která je zpsobená pevážn chloridem sodným NaCl ( disociovaným na ionty Na+, Cl - ) objevuje se na styku vrstvy písku s výplachem difúzní potenciál, nebo ionty Cl –, které z podzemní vody pronikají do výplachu mají vtší difúzní rychlost než ionty Na+. Jelikož ale tento proces neprobíhá pouze na styku vrstvy písku s výplachem, ale i pes výše a níže ležící vrstvy jíl, dochází také ke vzniku membránového potenciálu, kdy se uplatují pedevším adsorpní vlastnosti jíl. V tomto pípad se totiž jíl chová jako ideální membrána, která na svém povrchu adsorbuje ionty Cl – a do výplachu propouští pouze ionty Na+.

V takovýchto pípadech pak v rámci karotážního mení namíme (diskutova-nou metodou), proti propustným polohám zápornou anomálii SP - nap. obr. 2.62.

Vzhledem k tomu, že se nkdy mže vyskytnout i pípad, kdy je mineralizace výplachu vyšší, než mineralizace vrstevních vod, lze potom v rámci karotážní-

GEODYNAMIKA

- 111 (218) -

ho mení namit (diskutovanou metodou), proti propustným polohám klad-nou anomálii SP.

Filtraní potenciály - vzhledem k tomu, že z provozních dvod bývá tlak sloupce výplachu upravován tak, aby byl vtší než tlak vrstevních vod (resp. jiných kapalných produkt), proniká filtrát výplachu do propustné -porézní vrstvy a umožuje vznik filtraního potenciálu. Pi prchodu filtrátu kapilá-rami pór jsou obvykle záporné ionty pidržovány u stn kapilár, zatím-co kladné ionty pronikají voln, spolen s filtrátem. V dsledku toho u stny vrtu existuje nadbytek záporných náboj. Vzhledem k tomu, že se ale filtraní potenciály obvykle sítají s difúzn adsorpní potenciály, celková záporná vý-chylka proti - porózní poloze se pak zvýší - nap. obr. 2.62. Práv tento druh jev je významný zejména pro aplikaci metody vlastních potenciál, pi vy-hledávání propustných porózních poloh, u ropné prospekce.

Obr. 2.62. Vznik difúzních potenciál a anomálie vyvolané difúzními a difúz-ními i filtraními potenciály. Vysvtlivky: a) poloha istých písk; M a N … elektródy; SP - indikace anomálie vyvolané difúzními potenciály (A1) a anomá-lie vyvolané difúzními a filtraními potenciály.

Oxidan redukní potenciály - lze se s nimi setkávat zejména v oblasti rudní prospekce, kdy bývají dsledkem oxidan redukních proces. Procesy tohoto druhu vznikají vlivem cirkulujícího výplachu v místech, kde byla zastižena rudní poloha s elektronovou vodivostí. Vzhledem k tomu, že se ve vtšin pípad rudní polohy vyskytují v metamorfovaných, resp. výrazn zpevnných horninách, a že se v rámci vrtních prací v tchto pípadech bžn používá tech-nologie vrtání s ocelovým šrotem, rozete se ást šrotu o stny vrtu a zbytek bývá vynášen výplachem zpt na povrch. V místech, kde pak vrt protíná rudní polohu se na jeho stn vytváí vrstvika, která je na rozdíl od rudní polohy negativní, nebo se zde objevuje tzv. galvanická dvojice (tj. dále od stny vrtu elektropozitivní sulfid, a bezprostedn u stny vrtu elektronegativní železo), proež ve výplachu musí vzniknout vrstvika s pebytkem kladných iont. V


- 112 (218) -

tomto pípad lze proti rudní poloze namit výraznou kladnou anomálii SP - nap. obr. 2.63a. Karotážní práce tohoto druhu pak poskytují pedevším pehled o tom, v jakých hloubkových intervalech se vyskytují rudní polohy, nebo in-tenzivn zrudnné polohy, a jaká je celková struktura ložiska.

Za úelem detailnjšího sledování rudních poloh se asto využívá i mení pí-rstku vlastních potenciál SPg, tj. gradientu vlastních potenciál, nebo rozlišovací schopnost takto získané kivky je pomrn velká. Pi tomto druhu mení jsou do vrtu spouštny ob elektrody - nap. obr. 2.63b, které bývají od sebe vzdáleny cca 20 cm. Získává se tím kivka gradientu SP, jejíž extrémní polohy se nachází v bodech proti nadloží a podloží rudní polohy. V nkterých pípadech je nutné tento zpsob mení aplikovat i v sedimentárním hornino-vém prostedí. Zejména v oblastech, kde se vyskytují intenzivní bludné proudy.

Metoda elektrodových potenciál (EP)

Využívá se k identifikaci vodivých minerál, které se vyskytují ve stn vrtu a vyznaují se elektronovou vodivostí [jako nap. sulfidy (mimo sfaleri-tu) a oxidy (nap. magnetit, grafit i antracit)]. V pípad, kdy se takové mate-riály nachází v elektrolytu spolen s kovem, jehož vlastní potenciál je dosta-ten záporný (jako nap. Fe nebo Zn), vznikne galvanický lánek, kdy kato-dou je elektroda a anodou nkterý z diskutovaných sirník. V dsledku toho lze mezi nimi namit významný potenciální rozdíl – tzv. elektrodový poten-ciál.

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

Obr. 2.63b. Schéma znázorující mení gradientu SP ve vrtu s rudní polohou (upraveno dle Mareše et al. 1979).

GEODYNAMIKA

- 113 (218) -

Hlubinná sonda pro mení elektrodových potenciál sestává ze dvou elek-trod, které jsou vyrobeny ze stejného kovu (nejastji se je to Zn), piemž jedna z nich má tvar jakýchsi šttek a pi mení klouže po stn vrtu, za-tím-co druhá elektroda sestává ze dvou prstenc (N1, N2), které se stny vrtu nedotýkají - obr. 2.64. Oba prstence jsou symetricky uloženy kolem šttekové elektrody, ímž je prakticky odstrann vliv spontánní polarizace. Pi mení je prbžn indikován potenciálový rozdíl mezi sondami M a N. Pokud se št-teky sondy M, pi její posunu po stn vrtu nedotýkají hornin s elektronovou vodivostí, lze mezi sondami M a N indikovat pouze nevýrazný konstantní po-tenciálový rozdíl. Štteková elektroda pitom obstarává pouze vodivé spojení v okruhu, kdy elektrolytem je výplach.

V pípadech, kdy se štteková elektroda dotýká horninových komplex, které se vyznaují elektronovou vodivostí (nap. poloh sulfid), lze mezi obma elektrodami indikovat výrazný potenciální rozdíl, nebo elektrodové potenciály (mené ve vrtu) dosahují asto až nkolik set mV. Na bázi karotážních zá-znam lze pak velice dobe indikovat polohu, mocnost i strukturu rudného tle-sa.

2.8.2.2 Mení umle vyvolaných elektrických polí

Dlouholetá karotážní praxe v generelu prokázala, že vtší množství in-formací (o vrtem zastižených horninových komplexech) lze získat zejména prostednictvím elektrických karotážních metod, které využívají umle vyvo-lané elektrická pole. V souasné dob jsou tyto metody rozšíeny až do té míry, že je lze dokonce rozlenit do nkolika samostatných - základních skupin.

Obr. 2.64. Ukázka sondy pro mení Obr.2.65. Ukázka sondy pro mení elektrodových potenciál a její zapojení metodou klouzajících kontakt a její zapojení

Jedná se zejména o:


- 114 (218) -

• proudovou karotáž; • odporovou karotáž; • indukní karotáž, a • metodu vyzvané polarizace.

Proudová karotáž

Pi mení je využíván rozdíl ve vodivosti hornin, nebo zatím-co nap. mrný odpor rudních minerál (nap. u sulfid) iní ádov 10-4 až 10-2 ΩΩΩΩm, hodnota mrného odporu u bžných horninotvorných minerálu se pohybuje kolem 103 až 104 ΩΩΩΩm. Tento druh karotáže bývá nejastji aplikován v rámci metody tzv. klouzajících kontakt(KK). Uspoádání elektrod je patrné z obr. 2.65 (uveden výše). Do vrtu se spouští elektroda A, která má rovnž tvar št-tek, které pi mení kloužou po stn vrtu. Druhá elektroda je upevnna na pažnici vrtu. Velikost proudu je registrována pomocí reostatu a to prostednic-tvím ohmického úbytku na pesném vestavném odporu. V pípad kdy se klouzající elektroda pohybuje podél rudní polohy, objeví se na registraní zaí-zení prudké zvýšení proudu. I tímto zpsobem lze tedy velice dobe indikovat polohu, mocnost i strukturu rudného tlesa.

Odporová karotáž

Pi mení se v podstat využívá zmna mrného odporu hornin po-dél vrtního profilu. Metoda je v generelu založena na stejném principu, jako odporová metoda pi povrchovém geofyzikálním przkumu.

Vzhledem k tomu, že mené horniny mohou mít nejenom rzné mineralogické složení, ale že se vzájemn liší i strukturou a texturou, závisí jejich mrný od-por pedevším od:

• vodivosti minerál, z nichž je hornina tvoena; • od pórovitosti hornin, resp. i od stupn jejich jiného narušení (jako

nap. od jejich bidlinatosti, rozpukanosti apod.); • stupn jejich vodonasycenosti; • mineralizace vod, které vyplují póry, i • od teploty hornin.

Jak jsme se již zmínili, nap. i u metody proudové karotáže se mže vodivost minerál pohybovat (v reálných podmínkách) v širokých mezích, a to od 10-4

až 104 ΩΩΩΩm. Pokud jde o sedimentární horniny, jejich charakteristickou vlastností je navíc i elektrická anizotropie (λ). Parametr, který udává kolikrát je skutený mrný odpor hornin mený kolmo na vrstevnatost vtší, než ve smru vrstevnatosti. Podobn jako v pedcházejících pípadech, je i u odporové karotáže aplikována širší škála metodických variant, mezi které lze adit zejména:

• odporovou karotáž provádnou jednoduchými sondami; • boní elektrické sondování (BES) a boní karotáž (tzv. latero-

log), • mikrokarotážní metody;

GEODYNAMIKA

- 115 (218) -

• metodu vyzvané polarizace.

Odporová karotáž provádná jednoduchými sondami

Z hlediska základních princip se ani odporové mení tohoto druhu nijak výrazn neliší od geofyzikálních mení provádných na povrchu. Bývá provádno jak ve variant s jednoduchým uspoádáním elektrod (varianta zná-má jako Ra), tak s gradientovým uspoádáním elektrod (varianta známá jako Rag).

Podobn, jako pi povrchovém mení je mrný odpor definován vztahem:

Ra = k (∆V/I) (2.40)

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

k = 4π ][/. mABBMAM - kde ][/. mABBMAM jsou píslušné a pro aplikovaný druh mení, zvolené vzdálenosti elektrod.

Mrný odpor, který je definován vztahem (2.40) není ale v tchto pípadech skuteným mrným odporem. Je pouze tzv. zdánlivým mrným odporem Ra, nebo na jeho skutenou velikost má vliv velké množství skutených mrných odpor okolní prostedí, které se vyskytují v hloubkovém dosahu sondy.

Hodnota zdánlivého mrného odporu, mena proti urité vrstv, je potom velice složitou funkcí ady veliin, které jsou patrné z níže uvedeného vztahu:

Ra = f (t, i, s , m, d, Di , H, L, ….) (2.41)

kde t - je mrný odpor uvažované vrstvy v té ásti, která není ovlivnna filtrátem výplachu;

i - mrný odpor zóny prniku, kdy filtrát výplachu obvykle vniká do propustných – porézních hornin;

s - mrný odpor sousedních hornin; m - mrný odpor výplachu; d - prmr vrtu; H - mocnost vrstvy; L - délka sondy.

I pesto vše, ale i karotážní záznamy, které registrují hodnoty zdánlivého mr-ného odporu tohoto druhu, skýtají dostatené podklady pro analýzu: sledu vrs-tev; jejich mocností a asto i jejich skutených mrných odpor.

Pi aplikaci diskutované metody jsou používány jak potenciálové, tak gradien-tové sondy. U odporové karotáže, provádné jednoduchými sondami jsou do vrtu spouštny obvykle dv proudové elektrody (A i B) a jedna mící elek-troda (M). Další mící elektroda (N) je umístna na povrchu. Elektrody, které jsou spouštny do vrtu, jsou tvoeny olovnými prstenci, které jsou upevnny na spodní ásti karotážního kabelu.

Tvar namených odporových kivek je závislý jak od typu použité sondy, tak od její délky. Odporové kivky získané pi meních potenciálovou sondou bývají symetrické proti stedu píslušné vrstvy, zatím-co kivky získané pi


- 116 (218) -

meních gradientovou sondou bývají nesymetrické. Jak je patrné nap. z obr. 2.66, bývají pi meních aplikovány rzné modifikace uspoádání jednotlivých elektrod.

Boní elektrické sondování (BES) a boní karotáž (tzv. laterolog)

Je obdobou vertikálního elektrického sondování, které bývá používá-no pi povrchovém geoelektrickém mení. Pi aplikaci této metody se zjišuje pedevším to, jak se v uritém míst vrtu mní hodnota zdánlivého mrného odporu, v závislosti od délky sondy. Vzhledem k tomu, že v pvodní verzi této metody bylo zpracování výsledk velice pracné, byl pozdji vyvinut sytém, který zaruuje, že dráha proudu, procházejícího výplachem a zónou prniku je co nejkratší, a že mená veliina je závislá pouze na mrném odporu hor-nin (a to v tom pípad, kdy je úinná délka sondy menší, než mocnost vrstvy).

Pokud jde o boní karotáž, jsou i v souasnosti používány aparatury pro tzv. tíelektrodovou boní karotáž (obr. 2.67a) a aparatury pro sedmielektrodo-vou boní karotáž - tzv. sedmielektrodový laterolog. Schéma sedmielektrodo-vého boního mení je patrné nap. z obr. 2.67b.

Jak je patrné z obr. 2.67a, sonda pro tíelektrodovové boní mení pozstá-vá ze tí válcových elektrod (A0, A1, A2). Elektroda A0 je tzv. centrální elek-trodou. Její délka iní cca 0,15 m a je napájena z generátoru stídavého proudu stabilizovaným proudem I0. Elektrody A1, A2 jsou tzv. stínícími elektrodami a jejich délky iní 1,5 m. Elektrodami A1, A2 pak protéká proud I1 (který je ve fázi s I0) a to o takové intenzit, aby potenciální rozdíl U0 mezi elektrodami A0 a A1 byl blízký nule.

V dsledku toho je proud z elektrody A0 upravován tak, že proudové linie sm-ují (v pomrn tenké vrstv) kolmo ke stn vrtu a mrný odpor výplachu, i zóny prniku se uplatuje v co nejmenší míe. Nejdležitjším prvkem celé-ho zaízení je generátor pomocného proudu (2), který neustále upravuje veli-kost proudu I1 tak, aby U0 = 0. Registruje se potenciál U mezi elektrodami A0 a N2 , který je pak pímo úmrný mrnému odporu RaLL3.

Obr. 2.66. Schéma nejastjších uspoádání elektrod u jednoduchých odporo-vých sond. Vysvtlivky: a) jednopólové potenciální sondy (s jednou proudovou elektródou); b) dvoupólové potenciální sondy (se dvma proudovými elektro-dami); c) gradientová jednopólová podložní sonda; d) gradientová dvoupólová podložní sonda; e) gradientová jednopólová nadložní sonda; f) gradientová

GEODYNAMIKA

- 117 (218) -

dvoupólová nadložní sonda; g) speciální sondy (symetrická gradientová son-da); h) dipólová sonda.

Získané karotážní záznamy velice dobe lení vrtný profil a hloubka boního dosahu se pohybuje kolem 4m. Za optimálních podmínek se hodnota RaLL3 mže blížit hodnot mrného odporu (Rt) analyzované vrstvy.

V pípad sedmielektrodového boního mení je menou veliinou poten-ciální rozdíl mezi elektrodou M1 a elektrodou N, který je pímo úmrný hod-not RaLL7. Aplikace tohoto metodického postupu umožuje pi optimálních podmínkách urit z karotážního záznamu i hodnotu mrného odporu (Rt) ana-lyzované vrstvy, kdy nejnižší mocnost tímto zpsobem identifikované vrstvy bývá kolem 0,82m.

Obr. 2.67a. Schéma tíelektrodové karotáže.

Obr. 2.67b. Schéma sedmielektrodové boní karotáže. Vysvtlivky: a) schéma sedmielektrodového laterológu; b) tvar proudových linií pi boním mení s fokusací pole RaLL, a pi použití obyejné potenciálové sondy Rap; 1 – gene-rátor stídavého proud; 2 – automatický regulátor pomocného proudu; G – re-gistraní zaízení.


- 118 (218) -

Mikrokarotážní metody

Jsou zameny na zjišování vlastností hornin v bezprostední blízkosti stny vrtu. Praktický význam metody spoívá pedevším v tom, že na rozdíl od výše uvádných makrokarotážních metod, umožuje:

velice podrobn rozlenit vrtný profil; získat údaje o propustnosti vrstev; stanovit mrný odpor promyté zóny x0; získat podklady pro stanovení: pórovitosti, efektivní mocnosti,

stupn nasycení uhlovodíky a obsahu pohyblivých uhlovodík.

Aby mohla mící sonda získat co nejvrohodnjší údaje diskutovaného typu, je vybavena specielním pítlaným zaízením, které pi mení umožuje zajis-tit, aby se použitý systém kotouových elektrod dostal do co možná nejtsnj-šího kontaktu se stnou vrtu. Podobn jako již u jiných výše diskutovaných metod, je i u této metody využívána širší škála její nejrznjších modifikací. Nejvtší význam z nich mají jak mikrokarotáž (tzv. mikrolog - ML), mikrola-terolog (MLL), karotáž pilehlé zóny (tzv. proximitylog - PL).

Sondy, které jsou pi mikromeních používány, se liší od bžných sond pe-devším malými vzdálenostmi kotouových elektrod.

V pípad mikrologu (ML) je uspoádání elektrod podobné jako nap. u jedno-duchých odporových sond. Rozdíl, jak již bylo uvedeno výše, spoívá pede-vším v malé vzdálenosti elektrod. V tomto pípad jsou ti kotouová elektrody (N, M, A) upevnny na izolaní podložce a jejich vzájemná vzdálenost bývá 0,025m. Pi aplikaci sondy tohoto druhu jsou meny dv kivky s rozdílným uspoádáním elektrod, mikropotenciálová (Ramp) a mikrogradientová (Ra-mg). Ob uspoádání mají pi mení ale odlišnou hloubku dosahu. Pi indikaci nepropustných poloh ob metody zaznamenávají pibližn stejnou hodnotu mrného odporu. Proti propustným polohám jsou však indikovány rozdílné hodnoty, kdy Ramp > Ramg. Rozdíl bývá tím vtší, ím mocnjší je výplachová krka, která se tém vždy vytváí proti propustným polohám (nap. pískov-cm apod.).

V pípad mikrolaterologu (MLL) se v podstat jedná také o podobný zpsob mení, jako nap. u výše uvedené metody sedmielektrodového laterológu. Rozdíl spoívá pedevším v tom, že v tomto pípad mají elektrody prstencový tvar a celé aparatura je znan minimalizována. Na izolaní destice je systém elektrod vytváen kotouovou elektrodou A0 a temi prstencovými elektro-dami (M1, N1, A1). Men bývá rozdíl mezi elektrodou M1 (nebo N1) a elektro-dou N, která bývá umístna na karotážním kabelu ponkud výše. Mené rozdí-ly umožují získat pedevším informace o mrném odporu promyté zóny x0. Karotáž pilehlé zóny (tzv. proximitylog - PL) umožuje získat velice pesné údaje o mrném odporu tzv. zaplavené zóny.

Ukázka uspoádání elektrod na izolaní podložce je uvedena na obr. 2.68a, b, c. Ukázka karotážního záznamu je uvedena na obr. 2.69.

GEODYNAMIKA

- 119 (218) -

Mikrokarotážní metody jsou aplikovány také v rámci vrtního przkumu v oblastech uhelných pánví, zejména pi analýze stavby uhelních slojí.

Metoda vyzvané polarizace

V rámci aplikace této metody se využívá proces, který vzniká v pípad, kdy do analyzovaného prostedí nejdíve zavádíme stejnosmrný proud a ná-sledn jej vypneme.

Vzhledem k tomu, že vtšina hornin má schopnost se procházejícím proudem polarizovat, a je schopna si po uritý as si tuto polarizaci podržet, je možné v uritém okamžiku po vypnutí proudu indikovat zbytkového elektrického pole, které je oznaováno jako pole vyzvaných potenciál.

Píinou vzniku vyzvaných potenciál jsou elektrochemické procesy, ke kte-rým dochází v hornin na styku pevné a kapalné fáze. V pípad, když jsou v hornin pítomny minerály s elektronovou vodivostí (jako nap. u vtšiny sulfid, resp. u nkterých oxid, i u antracitu) objevuje se u nich povrchová, nebo objemová polarizace a po vypnutí proudu lze indikovat diskutované zbytkové elektrické pole.

U sedimentárních hornin jsou píinou vzniku zbytkového elektrického pole tzv. osmotické jevy. Tyto jevy mají pedevším bezprostední vztah k pohybu iont volného pórového roztoku v poli jednosmrného proudu.

2.8.2.3 Registrace radioaktivního záení hornin - metody jaderné karotáže

Tyto metody jsou znan rozšíeny pedevším proto, že jsou schopné poskyto-vat:

• spojitou dokumentaci o fyzikálních vlastnostech hornin; • údaje o látkovém složení hornin a kapalin, které vyplují póry; • údaje o technickém stavu vrtu a o rzných komplikacích, které

mohou nastat ve vrtu, v prbhu vrtního procesu. Metody jsou založeny na stejných teoretických základech, jako povrchové me-tody jaderné geofyziky. V generelu se jedná o metody, které jsou zameny bu na registraci pirozeného radioaktivního záení hornin, tj. jedná se o tzv. pasivní metody, nebo o metody, které využívají umlé zdroje, tj. o tzv. aktivaní metody.

Základním pístrojem, který je pi jaderné karotáži používán je karotážní ra-diometr, který umožuje detekovat záení gama, nebo hustotu neutron. Zaízení tohoto druhu sestávají z hlubinné sondy a z povrchového panelu. Ob jednotky jsou spojeny karotážním kabelem.

Metoda bývá výhodn aplikována pedevším v rámci rudní prospekce a v oblastech s výskytem slojí hodnotného erného uhlí.


- 120 (218) -

Obr. 2.68. Ukázka uspoádání elektrod na izolaní podložce. Vysvtlivky: a) pro mikrokarotáž; b) pro boní mikrokarotáž; c) pro karotáž pilehlé zóny (upraveno dle Mareš et al. 1979).

Obr. 2.69. Ukázka karotážního záznamu. Vysvtlivky: 1 - jílovce; 2 – pís-kovce; Ramg mikrogradientová kivka; Ramp mikropotenciálová kivka. I pe-sto, že nkteré z tchto metod lze aplikovat i ve vrtech, které jsou již zapaženy ocelovými pažnicemi, velkou vtšinu z nich je však nutné provádt ve vrtech, které ješt nejsou zapaženy.

Hlubinná sonda pro mení celkového gama záení má: vlastní indikátor záení (ve vtšin pípad se jedná o Geiger - Müllerovu trubici), zdroj vyso-kého naptí a základní, první zesilovací stupe proudových impuls. Povr-chový panel je vybaven: dalším zesilovacím stupnm proudových impuls, a jsou v nm uloženy jak elektronické obvody pro úpravu mené veliiny, tak energetické zdroje, které zajišují napájení elektronických obvod nachá-zejících se jak v sond, tak v povrchovém panelu. Výstup bývá smrován nap. na registraní galvanomr.

K pirozeným - pasivním metodám náleží:

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

GEODYNAMIKA

- 121 (218) -

Mezi aktivaní metody, které využívají umlé zdroje gama záení, je azena nap.:

Gama-gama karotáž - GGK (jak hustotní, tak selektivní); Neutron - Neutron karotáž- NNK; Neutron - gama karotáž - NGK.

Gama karotáž - GK

V tomto pípad se jedná o mení úhrnného píkonu záení gama, které je produkováno radioaktivními prvky (U, Ra, Th, K), které se vyskytují v horninách, zastižených vrtným profilem. Mení tohoto druhu nalézá nejvtší uplatnní pi výzkumu ložisek radioaktivních surovin, nebo mže poskytnout cenné údaje pro stanovení celkového obsahu U,Th, K a pro výpoet obsahu U na ložiskách radioaktivních surovin. V sedimentárních oblastech mže poskyt-nout cenné údaje pi litologickém lenní sedimentárních vrstev, stejn jako pro posouzení zastoupení jílovité frakce v tchto horninách. Mže poskytnout také cenné údaje pro vzájemnou korelaci vrstev mezi jednotlivými vrty.

2.8.2.4 Spektrální gama karotáž – SGK

Metoda využívá specielní gamaspektrometr, který je vybaven scinti-laním krystalem NaI (Ti), nebo polovodiovým detektorem Ge (Li). Spektro-metrie pirozeného záení ve vrtech se využívá zejména k ešení otázek: gene-ze ložisek radioaktivních surovin, migrace radioaktivních prvk, v rámci pa-leogeografie, resp. pi stanovení pomru obsahu radioaktivní látky QTh / QU.

Gama-gama karotáž – GGK (jak hustotní, tak selektivní)

Pi hustotní modifikaci GGK-H se registruje expoziní píkon roz-ptýleného gama záení, které je ovlivnno tzv. Comptonovým rozptylem, který nastává pi styku kvant stedních energií (cca 1,3 MeV) s horninami ob-klopujícími vrt. Vzhledem k tomu, že Comptonv rozptyl probíhá na elektro-novém obalu atom, je intenzita rozptýleného gama záení závislá na potu elektronu v jednotce objemu. S ohledem na tuto skutenost, lze pak z intenzity rozptýleného gama záení usuzovat na hustotu horniny.

Tato modifikace se používá zejména pro stanovení objemové hustoty zastiže-ných hornin (kdy je pesnost stanovení udávána hodnotou max. 10-2 gcm-3 ), k urení jejich pórovitosti, resp. v ložiskovém przkumu, ke stanovení stupn uhelnatosti.

K mení se používá standardní karotážní radiometr. Sonda je opatena spe-cielním nástavcem do kterého se vkládá dostaten tvrdý zdroj záení. Nej-astji se používá izotop 60Co, nebo 137Cs, pi aktivit zdroje kolem 108 až 109Bq. Vzhledem k tomu, že v nkterých pípadech mže být mení výraznji ovlivnno zmnou prmru vrtu, bývá doplováno i kavernometrii.

Pi selektivní modifikaci GGK-S je využíván fotoefekt a expoziní píkon záení, který je pedevším ovlivnn zmnou Zef . Metoda je vhodná ke stano-vení obsahu tžkých prvk, které i pi jejich malé koncentraci výrazn zmní


- 122 (218) -

záivý efekt. Jde zejména o prvky Ba, Sb, Pb. I v tomto pípad jsou apliková-ny záie o aktivit kolem 108 až 109Bq.

Neutron - Neutron karotáž – NNK

Bývá aplikována ve dvou variantách a to ve variant NNK-T, a ve vari-ant NNK-N. Varianta NNK-T se užívá k mení hustoty toku tepelných a nad-tepelných neutron. Zdrojem neutron bývají Po-Be, Am-Be, pi aktivit zdro-j kolem 7 až 20. 1010 Bq.

Metoda NNK se používá pedevším:

ke stanovení pórovitosti hornin na ložiscích ropy a plynu (NNK-N);

k posouzení charakteru kapaliny zaplující póry, a ke stanovení obsahu B, Cl, Mn, Hg (NNK-T)

Pi stanovení porózity prostedí je rozhodující obsah vodíku v pórech. V pípad, že se jedná o plynonosné kolektory bývá obsah vodíku i tikrát niž-ší, než je tomu v pípad kdy jsou póry zaplnny vodou nebo ropou.

Neutron - gama karotáž – NGK

Bývá aplikována v integrální variant, nebo ve spektrální variant. V prvním pípad je karotážní radiometr vybaven Geiger - Müllerovými tru-bicemi, ve druhém pípad krystalem NaI (Ti). Metoda využívá sekundární gama záení, které vzniká pi radianím záchytu tepelných neutron. Neutro-ny, které vyletují ze zdroje záení jsou zpomalovány okolními horninami. Zpomalování je tím vtší, ím vtší je obsah vodíku v okolních horninách.

Zdrojem neutron bývá nejastji sms Po - Be, Pu - Be, resp. Am - Be, která se ukládá do spodní ásti sondy. Detektor je umístn nad zdrojem, ve výši od 50 až 60 cm a je odstínn 10 až 15 cm vrstvou olova. Pravdpodobnost radia-ního záchytu diskutovaného druhu znan vzrstá zejména v pípad, kdy energie neutron klesne na nadtepelnou, resp. tepelnou hodnotu.

Metoda se používá pedevším ke stanovení:

celkového obsahu vodíku, v okolních horninách, tj. ke stanovení porózity;

kontaktu plyn-ropa a plyn-voda; nasycení kolektor plynem; obsahu prvk se zvýšeným úinným prezem pro radianí zá-

chyt (prakticky však pro stanovení obsahu Cl, a kontaktu ropa-voda);

uhelných slojí ve vrtním profilu, a popelnatosti.

GEODYNAMIKA

- 123 (218) -

2.8.2.5 Speciálních karotážních metody

Bývá mezi n azena akustická (ultrazvuková) karotáž (AK) a magne-tická karotáž (MK).

Akustická karotáž (AK)

Aplikace této metody umožuje spojit mit rychlost šíení elastic-kých vln v horninách, které byly vrtem zastiženy. U všech karotážních sond, které jsou k tomuto úelu používány, je v podstat využíván stejný princip. Každá z nich obsahuje minimáln jeden vysíla akustických, nebo ultrazvuko-vých vln (o frekvencích od 10 do 40 kHz), stejn jako minimáln jeden pijí-ma. Schéma dvoupijímaové sondy je nap. patrné z obr. 2.70a,b. Energie je vysílána piezoelektrickým, nebo magnetostrikním zdrojem ve form impuls (cca 10 až 30 imp/s) pes výplach do stny vrtu. Pijíma, který je umístn v urité vzdálenosti od vysílae (a je od nj oddlen zvukovým izolátorem) indikuje as píchodu jednotlivých impuls. Registraní panel je konstruován tak, že mže plynule registrovat as píchodu t, tj. rychlost šíení elastických vln, dále relativní zmnu v amplitud zachyceného impulsu, resp. v nkte-rých pípadech konstrukce panelu umožuje pozorovat na oscilografu i celý vlnový obraz.

Nap. karotážní sonda znázornná na obr. 2.70a, která je vybavena dvma pi-jímai P1 a P2 umožuje mit i tzv. intervalový as t (asový rozdíl mezi píchodem vln k prvnímu a druhému pijímai), který prakticky není zatížen chybou šíení elastických vln výplachem.

Vysílaný impuls umožuje vznik nkolika typ vln obr. 2.70b, jejichž intenzi-ta, rychlost a frekvence bývá rzná. V prvním pípad vzniká vlna pímá (za kterou lze v tomto pípad považovat vzniklou tlakovou vlnu). Dopadne-li tato vlna pod kritickým uhlem i na stnu vrtu, vznikne na rozhraní kapalina - hor-nina vlna lomená (a to podélná, nebo píná, tj. bu vlna typu P1P P1, nebo P1S P1 ). Za úelem mení rychlosti podélných vln v horninách je ale nutné registrovat vlnu typu P1P P1, nebo je pitom využíváno její první nasazení.

Za pedpokladu, že osa sondy je rovnobžná se stnou vrtu (což by mly zajiš-ovat speciální nástavce umístné na sond - obr. 2.70a), mla by být hodo-chrona lomené vlny definována vztahem:

12

cos2

vi

hvL +=t (2.42)

kde … L je vzdálenost pijímae od vysílae (obr.64a); v1 … rychlost šíení elastic-kých vln ve výplachu; v2 … rychlost šíení elastických vln v hornin, a h … vzdále-nost sondy od stny vrtu.

U sondy se dvma pijímai lze pak pro asy t1 a t 2 získat vztahy:

12

cos2

vi

hvL +=

1t (2.43)


- 124 (218) -

12

cos2

vi

hvL +=

2t (2.44)

a následn z nich i tzv. prbhový as:

2

12

2vvLL

t =−

=L

. (2.45)

Ze vztahu (2.45) je pak evidentní, že se namená rychlost bude rovnat skute-né rychlosti v intervalu L, tj. již uvádné intervalové rychlosti hornin.

Akustická karotáž je využívána:

k identifikaci hornin o velice nízké rychlosti (nap. erného uh-lí);

k vzájemné korelaci vrt na základ rychlostí šíení elastických vln;

pro litologické lenní vrtního profilu, i pro snadný výpoet porózity dostaten zpevnlých hornin.

2.8.2.6 Metody zjišující technický stav vrtu

Jsou zameny pedevším na zjišování stavu vrtu. Jedná se zejména o metody zamené na zjišování:

• geometrických parametr vrtu, a • fyzikálních vlastností kapalin, které se nachází (a pohybují) ve

vrtu.

Metody zamené na zjišování geometrických parametr vrtu

V rámci této innosti bývá nejastji aplikována kavernometrie (KM), profi-lometrie, inklinometrie (TIM) a stratametrie (SM).

Kavernometrie a profilometrie náleží mezi metody, které jsou používány na zjišování skuteného prmru vrtu a formy jeho ezu v rovin kolmé na osu vrtu.

Inklinometrie je používána na mení odklonu vrtu od svislice a na mení smru tohoto odklonu.

Stratametrie bývá používána na mení sklonu vrstev a na mení sklonu.

Poznatky, získané v rámci aplikace kavernometrie (KM), o skuteném pr-mru vrtu, který se místy znan liší od prmru použitého vrtního zaízení (dláta, resp. vrtní korunky a pod.) je nutné znát zejména proto, aby bylo možné provést kvalitní a reálné zhodnocení výsledk široké ady, již výše uvádných karotážních metod. V prbhu vrtního procesu se totiž prmr vrtu významnji mní, nap. v úsecích kde byly odvrtány jílovité polohy, nebo v tchto mís-tech nkdy vznikají kaverny, zatím-co v jiných pípadech nap. u jíl, které

GEODYNAMIKA

- 125 (218) -

mají sklon k bobtnání dochází v tchto místech ke zvtšení jejich objemu, které nkdy vede až tém k neprchodnosti vrtu.

K následné minimalizaci odvrtaného prmru dochází asto také v úsecích, ve kterých byly odvrtány písito-jílovitá souvrství, kdy vznik tohoto procesu umožují pedevším propustné polohy písk.

Skutený prmr vrtu bývá zjišován kavernometry rzného typu (mecha-nické, resp. elektrické), kdy jsou veškeré zmny vzájemné polohy mezi jednot-livými jezdci, jenž pi mení kloužou po stn vrtu, transformovány na po-tenciální rozdíl V, který je dle vztahu (2.46) pímo úmrný prmru vrtu.

d = d0 +K (V/I) (2.46)

kde K a d0 - jsou konstanty které se urují kalibrací kavernometru na zná-mých prmrech a I je hodnota proudu, kterým je kavernometr napájen.

Obr. 2.70. Princip dvoupijímaové akustické sondy a schéma rzných vln re-gistrovaných pi akustické karotáži. Vysvtlivky: a) -V - vysíla elastických vln; P1 a P2 - pijímae; t - as prbhu; t- intervalový as prbhu; 1 - ná-stavce udržující konstantní vzdálenost sondy od stny vrtu; 2 - zvukový izolá-tor. b) – 1 - zóna výplachu; 2 - zóna výplachem narušené ásti vrstvy; 3 - nepo-rušená hornina; 4 - vlny typu P1 P2 P P2 P1; 5 - vlny typu P1 P2 S P2 P1; 6 - vlny typu P1 P P1; 7 - vlny typu P1 S P1.

V pípad profilometrie poskytuje nejlepší pedstavu o tvaru vrtu, v ezu kol-mém na jeho osu, nap. ultrazvuková profilometrie, pi které je do píslušné


- 126 (218) -

hloubky vrtu zapuštna specielní sonda (vybavená otonou hlavicí), která ke stn vrtu vysílá smrované impulsy kmit. Men je as, který uplyne mezi okamžikem vyslání (vyzáení) impulsu a okamžikem píjmu odraženého im-pulsu. Na základ zjištné rychlosti šíení elastických kmit v píslušné kapali-n (vyplující vrt) je pak zjištný asový interval t pímo úmrný vzdálenosti idla od stny vrtu a píslušné vyhodnocovaní zaízení je schopné vyhodnotit nejenom vzdálenost idla od stny vrtu (v každé pootoené poloze idla), ale i vykreslit celkový tvar ezu v analyzovaném hloubkovém intervalu.

Inklinometrie (TIM) bývá aplikována vzhledem k tomu, že se v prbhu vrt-ního procesu vrt asto znan odchyluje od svislé polohy, což znan znesnad-uje možnost urit veškeré potebné parametry o pesné poloze zastiženého ložiska. V rámci aplikace této metody je prbžn men jak úklon vrtu (tj. uhel mezi tenou k vrtu a svislicí), tak azimut úklonu (tj. azimut úhlu mezi rovinou maximálního zakivení a rovinou magnetického meridiánu).

Pi mení bývají aplikovány inklinomry rzného druhu (nap. elektrické odporové, s magnetkou; elektrické odporové s gyroskopem; resp. fotoinklino-mry, i jiné druhy).

Na základ získaných výsledk, bývá v konené fázy ešení této problematiky sestaven (projekcí do horizontální roviny) tzv. rozvinutý profil, který skýtá názornou pedstavu o prbhu vrtu v prostoru.

2.8.2.7 Mení fyzikálních vlastností kapalin

Do této skupiny metod bývají krom termometrie (TM), rezistivimet-rie (RM) a fotometrie (FM), azeny i metody, které se zabývají bodovým ne-bo plynulým mením vertikálních rychlostí kapalin ve vrtu, prbžným m-ením hustoty kapalin, a v tžebních vrtech také podílu ropa - voda.

Pi aplikaci termometrie (TM) je mení zameno pedevším na mení tep-loty kapaliny, která se ve vrtu pohybuje, resp. na mení pírstku teploty na urité konstantní vzdálenosti (tj. uritém hloubkovém intervalu). Mení je zameno i na zjištní geotermického gradientu v uritém intervalu vrtu, nebo v rzných hloubkových intervalech bývají asto indikovány jeho zmny nap. v závislosti na litologii hornin, které byly v prbhu vrtního procesu zastiženy, resp. v souvislosti s pítokem kapalin, i plynných komponent do vrtu.

Vzhledem k tomu, že se nejenom przkumné vrty na ropu a plyn asto osazují ocelovými pažnicemi a prostor mezi nimi a vrtem bývá vyplnn cementem (aby bylo možné nap. hermeticky utsnit nežádoucí propustné polohy), bývá termometrie využívá i ke kontrole provedených tsnících prací. V tchto pí-padech je možné termometrii uplatnit pedevším vzhledem k tomu, že proces tuhnutí cementu je v analyzovaném úseku doprovázen uvolováním tepla.

Mení jsou provádna termometry a bývají realizována tím zpsobem, že jsou teplotn závislé odpory umístny v karotážní sond tak, aby pokud je to možné byly co nejvíce ve styku s menou kapalinou. Od tla sondy jsou ale úinn tepeln izolovány.

Pi aplikaci rezistivimetrie (RM) je prbžn men elektrický odpor kapaliny, nacházející se vrtu. Mení jsou realizována rezistimetry. V tomto pípad

GEODYNAMIKA

- 127 (218) -

karotážní sonda obsahuje ti miniaturní elektrody, z nichž jedna bývá zapojena do proudového okruhu a zbývající dv do mícího okruhu. Mená veliina je vyjadována v m.

Rezistivimetrie je využívána ke stanoveni mrného odporu hornin, i ke stano-veni mrného odporu filtrátu výplachu. V przkumných vrtech na ropu se uplatuje v rámci vrtného procesu nap. i na identifikaci míst, v nichž došlo k porušení nkteré z pažnicových kolon.

Fotometrie (FM) se uplatuje jak v rámci przkumných pracích hydrogeolo-gického charakteru, tak i pi realizaci vrtních prací v rámci przkumné innosti na naftu a plyn. Pi realizaci przkumných pracích hydrogeologického charak-teru, umožuje získávat nap. informace o tom, do jaké míry byl v závrené fázi ešení hydrogeologické problematiky (nap. pi vyhledávání vhodných vodních zdroj) vrt vyištn od jílového výplachu, resp. od jiných kalových pímsí, stejn jako za úelem stanovení vertikální rychlosti pohybu kapaliny ve vrtu, a se již jedná o umle vyvolaný, nebo pirozený pohyb kapaliny.

Pi realizaci vrtních prací v rámci przkumné innosti na naftu a plyn bývá fotometrie v generelu aplikována za úelem identifikace úsek, ve kterých do-chází k pítoku vody nebo jiných druh kapalin do vrtu (z nkterých kolekto-r), které byly v rámci provádné vrtí innosti narušeny. V takovýchto pípa-dech aplikace fotometrie umožuje získat i poznatky o rychlosti filtrace tchto kapalin.

Pístroje, které jsou pi fotometrii využívány, jsou známé jako fotometry. Je-jich prostednictvím je mena przranost kapaliny a její schopnost absorbo-vat svtelnou energii, která je produkována malým svtelným zdrojem umíst-ným v sond. Svtelný zdroj je napájen stabilizovaným proudem o intenzitách kolem 30 až 60 mA.

2.9 SEISMOLOGIE

V pípad orogeneze je tento odborný termín v souasnosti specific-ky vyhrazen nejenom pro vertikální zdvihy deformovaných mobilních zón, které jsou svázány se vznikem pohoí, ale i pro vznik vnitní struktury pohoí. Tento termín byl v r. 1980 specificky zaveden K. Gilbertem pro procesy pe-mísování hmot v zemské ke, které vedou ke vzniku pohoí. V pípad tek-togeneze, je ale v souasnosti asto používán pro veškeré tektonické pohyby a procesy, pi nichž vznikají tektonické struktury zemské kry

2.9.1 Základní pojmy

V rzných ástech zemského povrchu se mže zemtesná innost projevovat rzným zpsobem, nebo procesy, které jí vyvolávají mohou mít rznou intenzitu. Proto lze její úinky vnímat, pozorovat, resp. pímo poci-ovat smyslovými orgány v rzných ástech zemského povrchu rzným zp-sobem.


- 128 (218) -

Míra projevu tohoto procesu závisí pedevším od velikosti a hloubky ohniska zemtesení, od epicentrální vzdálenosti, i energie, která se v ohnisku ze-mtesení transformovala do elastických vln, které pi zemteseních vznikají a šíí se ze zdrojové oblasti všemi smry. V pípad elastických vln se jedná, jak již bylo výše uvedeno, o vlny objemové (tj. podélné, i píné, které se šíí celým zemským tlesem) a vlny povrchové, které se následn šíí pevážn po zemském povrchu. Schematické znázornní základních parametr charakteris-tických pro zemtesnou innost je patrné z obr. 2.71.

Intenzita zemtesení je veliina, která charakterizuje velikost zemtesení a posuzuje se bu na základ jeho úink na zemský povrch a rzné objekty (resp. živoišné druhy) nacházející se nm, nebo se stanovuje na základ dat získaných prostednictvím pístrojových mení. áry, které spojují místa o stejné makroseismické intenzit jsou známé jako izoseisty zemtesení. áry, které spojují místa o stejné intenzit zvukového doprovodu zemtesení se na-zývají izoakusty. Za hlavní otes je považováno zemtesení s nejvtší inten-zitou.

V ad pípad se jedná i o poetnjší skupinu po sob jdoucích otes, pi nichž není indikován žádný otes, který by svojí intenzitou významnji pevy-šoval ostatní. Skupina zemtesení tohoto druhu, bývá oznaována jako seis-mický (resp. zemtesný) roj.

Za ohnisko zemtesení - obr. 2.71 je považována oblast ve které došlo k náhlému uvolnní energie, a která mže mít rzn velké rozmry. V pípad epicentrální vzdálenosti jde o vzdálenost mezi bodem pozorování a epicen-trem, která je udávána v uhlových stupních, kdy hodnota 1°.. pedstavuje jed-nu tistašedesátinu obvodu Zem, což iní cca111.1 km.

Epicentrum je chápáno jako místo, které se na zemském povrchu nachází pí-mo kolmo nad tžištm ohniska zemtesení, a ve kterém se úinky zemte-sení asto projevují nejvýraznji. Bodová aproximace ohniska zemtesení (resp. jeho tžišt) je oznaována jako hypocentrum. Vzdálenost mezi epicen-trem a hypocentrem je známá jako fokální hloubka.

2.9.2 Seismické vlnní

Vznik elastických vln pi zemtesení je pímým dsledkem toho, že energetický impuls, který je píinou zemtesení vyvolává v oblasti svého psobení (tj. v ohnisku zemtesení) trvalou deformaci, zatím-co mimo prostor ohniska mají deformace charakter asov promnných elastických deformací okolního prostedí, s nimiž je spojen pohyb hmotných ástic. V té ásti pro-stedí, která obklopuje poátení oblast vzruchu, vyvolává jejich pohyb naptí a v dsledku jeho následných zmn vznikají i asov promnné deformace. Jelikož jednotlivé ástice prostedí se pohybují a vyvolávají tím naptí i v oko-lí, šíí se jak deformace, tak naptí od místa vzniku (vzruchu) ve tvaru impulsu na všechny strany. Hmotné ástice pitom vykonávají krátkodobé kmity kolem své rovnovážné polohy, a tím že se kmitání šíí od svého zdroje do vzdálenj-ších oblastí, a že si ástice prostedí postupn pedávají pohyb, vzniká elastic-ká vlna.

GEODYNAMIKA

- 129 (218) -

Obr. 2.71 Nkteré základní parametry, charakteristické pro zemtesnou in-nost.

Podle povahy kmitání ástic, vzhledem ke smru šíení vlny, dochází ke vzniku podélného nebo píného vlnní. Podélná vlna (P), je vázána pedevším na deformace objemové, a tím že se šíí prostedím vznikají ve smru její šíení zóny nahuštní a zední prostedí, které jsou zpsobeny kmitáním hmotných ástic prostedím kolem své rovnovážné osy. Píná (S) vlna je vázaná pouze na tvarové deformace a tím, že se šíí prostedím dochází ke vzájemnému posunování tch vrstev prostedí, které stojí kolmo na smr vlny. V tomto pí-pad kmitají hmotné ástice kolem své klidové polohy v rovinách kolmých na smr šíení vlny.

Rychlost šíení seismického vlnní není konstantní, ale mní se s hloubkou. V dsledku toho pak ani dráhy seismických paprsk nejsou pímkové, ale jsou zakivené. Do bodu pozorování pichází nejdíve vlny podélné. Teprve po nich vlny píné, a jako poslední vlny povrchové. asový rozdíl mezi píchodem P a S vln je závislý jak na geologickém prostedí, ve kterém se vlnní šíí, tak na vzdálenosti od ohniska. Píné vlny se nešíí v kapalinách.

2.9.3 Registrace zemtesení

Pod termínem registrace zemtesení se rozumí registrace seismického vlnní. V souasnosti se na tuto innost používají pedevším seismografy (tj. pístroje na mení intenzity otes), pi jejichž konstrukci je využíván princip setrvanosti hmotného tlesa, které je upevnno tak, aby bylo jeho spojení se zemí co nejvolnjší. Setrvaní hmotou bývá nap. magnet, který je upevnn na pružin, a pohybuje se v cívce (resp. obrácen). V pípad, že k místu na kte-rém je seismograf instalován pijdou jakékoliv zemtesné vzruchy, jeho pod-klad se rozechvje a hmotné tleso se snaží setrvaností zachovat svou p-vodní polohu. Na kmity pdy tedy reaguje relativními pohyby. Pohybem hmotného tlesa, nap. uvnit cívky se indukuje elektrické naptí, které se


- 130 (218) -

(nap. prostednictvím analogov-digitálního pevodníku) pevádí do digitální formy, ímž je umožnno i následné zpracování získaných dat na poítaích.

Seismografy, jejichž záznamy umožují urit íselné hodnoty charakteristic-kých veliin zemtesení jsou známé jako seismometry. Vzhledem k tomu, že zemtesné vzruchy mají v generelu tírozmrný charakter, je registrace za-mena na všechny ti složky [dv horizontální (ve smru sever-jih a východ-západ) a jednu vertikální)].Velice citlivé seismografy dnes umožují registro-vat i výchylky 10-7 mm, resp. ješt menší.

Zemtesení se registrují nejenom na jednotlivých stanovištích národních sítí, z nichž jsou získané podklady odesílány telemetricky na místo finálního zpraco-vání a odtud následn i do mezinárodních stedisek. Vtšina údaj, pedevším souadnice epicenter, hloubky hypocenter, hypocentrální as, i zjištné magnitdy, je následn zpracovávána až do formy msíních i roních katalo-g, které jsou dnes bžn dostupné i na internetu. Stejn dostupné jsou nap. také katalogy zemtesení z ady jiných stát (jako nap. USA, Anglie, Nmec-ka, Belgie, Rakouska apod.). Problematikou registrace diskutovaného jevu, i vyhodnocováním získaných poznatk se v R doposud zabývalo, a i nadále zabývá vtší poet organizací, jako jsou nap. Geofyzikální ústav AVR, Ústav struktury a mechaniky hornin, pi AVR - v Praze, Ústav Geoniky, pi AVR - v Ostrav, Ústav fyziky Zem pi Masarykov Univerzit v Brn.

2.9.4 Rozdlení zemtesení

Pi rozdlení zemtesení bývají aplikována rzná kriteria. Nejastji bývají lenna na základ jejich pvodu, velikosti, epicentrální vzdálenosti, hloubky ohniska, velikosti magnitud a podle geografického rozložení.

Podle pvodu lze zemtesení lenit na zemtesení, která souvisí:

• s jevy probíhajícími nap. v krasových oblastech, nebo v oblastech s rozsáhlou dlní inností, kdy dochází nap. k náhlému zícení strop podzemních dutin krasového pvodu, nebo dutin vzniklých hornickou inností; v tchto pípadech se jedná o tzv. zemtesení ítivá a oblast, ve které lze tyto zemtesné úinky pozorovat, bývá pomrn malá. Obvykle nepesahuje nkolik kilometr a pouze v pípad, že se jedná o mlký zdroj, kdy dojde k velice náhlému propadnutí vtší ásti povrchu pímo nad zdrojem, mže dojít k pomrn významným škodám. Výskyt zemtesení tohoto druhu je odhadován na cca 3% z celkového potu registrovaných zemte-sení. Jejich úinky lze intenzivnji indikovat ješt i ve vzdálenosti 40 - 60 km od zdrojové oblasti. V nkterých pípadech je lze (v nepatrné míe) registrovat i ve vzdálenostech kolem 100, a více km od místa je jich vzniku.

• vulkanickou (sopenou) inností; v tchto pípadech dochází ke znanému množství otes, které se vyskytují asto v seismických rojích; makroseismický dosah se v tchto pípadech pohybuje v mezích od 20 - 60 km a etnost zemtesných projev je odhado-vaná cca na 7% z celkového potu registrovaných zemtesení; V

GEODYNAMIKA

- 131 (218) -

tchto pípadech souvisí vznik zemtesné innosti pedevším s ná-hlým uvolováním energie pi rychlém a postupném narušování homogenity jednotlivých vrstev, tlakem vystupujícího magmatu a jeho plynných složek.

• jevy, které jsou dsledkem jak proces probíhajících v rámci horo-tvorných a tektonických proces, tak pohyb jednotlivých ker zemské kry (jejichž rychlost se pohybuje v mezích nkolika cen-timetr za rok); v generelu se jedná o tzv. tektonická (dislokaní) zemtesení; zemtesení tohoto druhu bývá nejvtší poet a jejich výskyt je odhadován na cca 90% z celkového potu registrovaných zemtesení;

V tchto pípadech je zemtesná innost vyvolána rznými druhy vzájemných pohyb mezi rzn velkými krami zemské kry - obr. 2.72. Za konkrétní píinný zdroj je považován proces, ke kterému dochází v pípadech, kdy v styných zónách kolidujících horninových celk vzájemné naptí náhle pe-sáhne mez pevnosti hornin. Tj. kdy v tchto zónách dochází k tém okamži-tému narušení “doasné vzájemné energetické stability “, tím i k uvolnní ob-rovského množství mechanické energie a k následnému pohybu, nkterého (nebo obou, resp. více) zúastnných krových segment. Píinné procesy tohoto druhu mívají asto velice katastrofické dsledky.

Znané množství ohnisek zemtesení se také nachází v prostoru uvnit jednot-livých litosférických desek, které jsou významnjšími, resp. mén významnj-šími poruchovými zónami rozlenny na dílí celky. Podél tchto zón dochází asto nejenom k vertikálním pohybm jednotlivých blok. A tak i tyto - tek-tonicky oslabené zóny, omezující jednotlivé bloky zemské kry se pak stávají zdrojovými zónami zemtesení rzného ádu.

Podle hloubky tžišt ohniska lze zemtesení lenit na:

• povrchová (jejichž hloubka je menší než 4 km), kdy se ohniska na-chází ješt ve svrchní ásti zemského sedimentárním obalu;

• plytká (jejichž hloubka je menší než 60 km), kdy je za jejich zdro-jovou oblast považována pedevším oblast zemské kry;

• stední (jejichž hloubka se pohybuje v mezích od 60 do 300 km), kdy je za jejich zdrojovou oblast považována oblast nejsvrchnjších ástí zemského plášt;

• hluboká (jejich hloubka je v mezích od 300 do 800 km) a zdrojová oblast ohnisek tchto zemtesení se již tedy nachází ve spodní ás-ti zemského plášt.


- 132 (218) -

Obr. 2.72 Prostorové vymezení jednotlivých litosférických desek. Vysvtlivky: 1 – oznaení desek; 2 – kompresní typy pohyb; 3 – extenzní typy pohyb; 4 – transformní, resp. nedefinované typy pohyb; 5 – smr pohybu desek.

S ohledem na epicentrální vzdálenost jsou rozeznávaná zemtesení blízká (od 0° do 20°), stedn vzdálená (od 20° do 45°), vzdálená (od 45° do 90°) a hodn vzdálená (od 90° do 180°).

Podle velikosti magnitd bývají rozeznávaná zemtesení:

• velká o magnitud vtší než M = 8°; • vtší o magnitud mezi M = 7,0° / 7,9°; • silná o magnitud mezi M = 6,0° / 6,9°; • mírná o magnitud mezi M = 5,0° / 5,9° ; • lehká o magnitud mezi M = 4,0° / 4,9° , a • menší o magnitud mezi M = 3,0° / 3,9°

Podle geografického rozložení zemtesení na zemském povrchu

Jak je patrné nap. nejenom z obr 2.73, pevážná ást seismické aktivity je soustedna do pomrn úzkých a dlouhých zón. Nejvtší množství uvolnné seismické energie (více než 70%) pipadá pitom na tzv. tichooceánský pás, který uritým zpsobem ohraniuje Tichý oceán. Znan menší množství uvolnné seismické energie (nco kolem 15 - 20%) je vázáno na zónu mla-dých pásemných pohoí - tzv. Alpsko-karpatsko-himalájský pás a na zlomy rozložené v prostoru jejich ohyb.

V pípad indikací se jedná o indikace zemtesení z období od 18. 9. 1998 do 30. 10. 1998 (viz také piloženou tabulku A1), které byly do diskutovaného podkladu zahrnuty za tím úelem, aby si tená mohl uinit pedstavu o jejich

GEODYNAMIKA

- 133 (218) -

korelaci s indikacemi pocházejícími z dívjších let (nap. s podkladem dle M. Toperzer -1960).

Kolem 5 -10% uvolnné seismické energie pipadá na zóny riftové zóny, které tvoí tém souvislý pás, jenž prochází všemi oceány, a jsou charakteristické vznikem podmoských hbet, z nichž se ada z nich dokonce vynáí i nad je-jich hladinu. Ale i pesto, že se v tomto pípad v generelu jedná o tzv. plytká zemtesení, mají tyto strukturní elementy velký význam hlavn pro oblast studia tektonických proces.

Nejmenší množství uvolnné seismické energie (kolem 1-2 %), je vázáno na riftové zóny kontinentálních typu, jako je nap. východoafrická riftová ob-last, nebo i rýnský prolom.

2.9.5 Seismické stupnice

Stupnice, pomocí kterých lze charakterizovat úinky jednotlivých ze-mtesení prošly pibližn od konce osmnáctého století dlouhodobým vývojem a i nadále se vyvíjí. V souasnosti jsou užívány stupnice magnitudové - tj. pístrojové a stupnice intenzitní - tj. makroseismické.

Magnitudová stupnice definuje intenzitu zemtesení na bázi pístrojov m-ené veliiny - tzv. magnitdy, kdy je dle kalifornského seismologa C.F. Rich-tera magnitda definována, jako “logaritmus nejvtšího rozkmitu seismické vlny (v tisícinách milimetru), zachycené standardním Woody-Andersenovým seismografem, ve vzdálenosti 100 km od epicentra zemtesení“.

V reálné praxi byly doposud indikovány zemtesení o magnitud (síle) v me-zích M 3 až M 10 Richterovy stupnice.

Richterova stupnice udává velikost zemtesení v jeho ohnisku. Výsledný úinek, na zemském povrchu záleží ale i na mnoha jiných faktorech.

Znaná ást lidské populace asto ješt neregistruje ani zemtesení tetího stupn, které se již projevuje nap. ve form mírných vibrací skleniek, resp. jiných pedmt. Zemtesení tvrtého stupn (pi kterém již padají nkteré pedmty a asto se objevují i trhliny ve zdech) již registruje vtšina lidské populace. Zemtesení pátého stupn, které je klasifikováno jako stedn silné zemtesení, registruje již bezpen veškerá ást lidská populace. Vznikají pi nm i menší škody na budovách (dochází nap. k padání komín a omítek). Zemtesení šestého stupn je považováno za silné zemtesení. Pedevším v hust osídlených oblastech má velice destruktivní charakter (dochází pi nm nap. ke zícení starších - mén odolných staveb). Zemtesení sedmého stupn je považováno za tžké zemtesení. Zpsobuje velice závažné ztráty jak na lidských životech, tak na hmotném majetku. asto bývá doprovázeno i sesuvy pdy. Zemtesení osmého a vyššího stupn je klasifikováno jako katastrofické zemtesení. V blízkosti epicentra dochází pi nm asto k úplné destrukci mst a vesnic, k velkým sesuvm pdy a v nkterých oblastech je i píinou vzniku vln tsunami.

Nkteré menší trhací práce, z oblasti stavebnictví, mohou vyvolávat lokální zemtesení o intenzit od cca M1 až do M3. Velikost lokálních zemtesení pi trhacích pracích v kamenolomech se mže pohybovat v hodnotách od M3


- 134 (218) -

až M4. Prmrné tornádo mže vyvolávat lokální zemtesení o intenzit M4-5. Zemtesení v San Francisku z r. 1906 odpovídalo nap. intenzit M8.

Makroseismické stupnice definují intenzitu zemtesení na bází poznatk o míe škody a deformací, které zemtesení zpsobilo a s ohledem na fyzio-logické vjemy, které byly pi zemtesení indikovány. Nejznámjší a nejužíva-njší z nich je v souasnosti dvanáctistupová stupnice - MSK-6, která klasifi-kuje z hlediska uvádných poznatk podrobn každý stupe.

2.9.6 Seismické riziko a seismický hazard

V souvislosti se zemtesnou aktivitou se v reálné praxi setkáváme pedevším s pojmy jako jsou seismicita Zem (resp. seismická aktivita Zem), seismické riziko, resp. seismický hazard.

V pípad seismicity - resp. seismické aktivity Zem, zahrnuje tento odborný termín pedevším problematiku spojenou s:

• geografickým rozložením zemtesení na zemském povrchu • jejich vztahem ke stavb zemského povrchu; • geografickým rozložením zemtesení na zemském povrchu, i

s ohledem na jejich magnitdu (intenzitu).

Seismické riziko

V souasnosti je dle “Evropské asociace pro seismické inženýrství “ definováno jako “oekávaná velikost ztrát a škod za dobu výskytu seismické události, jak na životech, majetku, ekonomické i jiné innosti“.

Seismický hazard

Je definován, jako “pravdpodobnost vzniku zemtesení o urité mag-nitud (intenzit) na nkteré lokalit, tj. nap. v míst urité výstavby, resp. na území nkterého státního území“.

Na základ dlouhodobých poznatk, získaných nejenom v rámci souasné re-gistrace a vyhodnocování diskutovaného jevu, jsou nejenom pro poteby inže-nýrsko-technické praxe, sestavovány pro jednotlivé státní celky a rzné zájmo-vé lokality i mapy maximáln oekávaných makroseismických intenzit ze-mtesení - nap. obr. 2.73. Jelikož nejenom v seismicko-inženýrské praxi, ale i v rámci projekní innosti je nutné znát pedevším hodnoty zrychlení (tj. v generelu druhou derivaci výchylky, která je zaznamenávaná seismografem), jsou sestavovány i mapy “maximáln oekávaných hodnot zrychlení“. Pro území našeho státu se v souasnosti jedná nap. o podklad, který je prezentován na obr. 2.74.

V dob kdy seismická vlna prochází místem jakéhokoliv sledovaného proste-dí, dochází k vychylování jeho jednotlivých hmotných ástic z jejich - do té doby “pvodní rovnovážné polohy“, a to na ob strany od ní. Vzhledem k tomu, že se tyto hmotné ástice snaží setrvaností zachovat svojí pvodní polohu, vykonávají krátkodobé kmity kolem své rovnovážné polohy. Rychlost

GEODYNAMIKA

- 135 (218) -

v, jakou dochází ke zmn jejich rovnovážné polohy, vyjaduje rychlost kmi-tání ástic prostedí, kdy v = A0 .cos t; A0 je pitom maximální amplituda vlny; = 2 f … je kruhová frekvence; f je frekvence kmitání ástic prostedí, a t je as. Zrychlení lze pak vypoíst ze vztahu a = - 2 A0 .sin t . Jeho hodnoty bývají udávány bu v cm/s2, resp. m/s2. Nejastji bývají udávány v jednotkách gravitaního zrychlení g, tj. v hodnotách ag (kdy g = 9.81 m/s2) - jako nap. na obr. 2.38.

Ke konstrukci mapových podklad, které jsou uvedeny na obr.73 a 74 byla jejich autory využita veškerá dostupná data, jenž popisují makroseismické in-tenzity zemtesení, které byly na území eské republiky indikovány v prbhu posledních 500 let, jenž jsou uložena v archivu makroseismických indikací (archiv Geofyzikálního ústavu Akademie vd R).

Obr. 2.73. Mapa maximálních oekávaných zemtesení na území eské re-publiky. (SN 73 0036, 2 varianta – upraveno dle V. Schenk a Z. Schenková 1997).

Závrem stati lze ješt podotknout, že s ohledem na spouš, kterou velice asto po sob dokáže zemtesná innost zanechat, a již jde o objem hmotných škod, nebo o poet obtí na lidských životech, jí lze adit na pední místo mezi širokou a rznorodou škálu diskutovaných pírodních katastrof.

Pomrn jasn to dokládají nap. i nkteré poznatky o dsledcích nkterých zemtesení nejenom z období minulých století, ale i z práv prošlého století.

Nap. Zemtesení z roku:

• 526, v oblasti souasného Turecka si vyžádalo až 250 000 lidských obtí;

• 1201, v oblasti Egypta a Sýrie pibližn 1 000 000 lidských život; • 1723, v Indii – konkrétnji v Kalkat 300 000 lidských obtí; • 1755, poblíž Lisabonu 60 000 obtí, zejména v dsledku psobení

vln tsunami; • 1908, na Sicílii – v okolí Messiny pes 80 000 lidských obtí, rov-

nž zejména v dsledku psobení vln tsunami; • 1920, v provincii Kansu v ín 200 000 lidských obtí; • 1976, v Tangshanu v ín 250 000 – 400 000 lidských obtí;


- 136 (218) -

• 1990, v oblasti sz. Iránu - o intenzit kolem 7,2 stup zniilo u pobeží Kaspického moe pibližn 25 vesniek, a vyžádalo si 50000 lidských obtí;

• 1990, na Filipínách - o intenzit 7,7 stup si vyžádalo pibližn 2000 lidských obtí;

• 1991, v severní ásti Indie - o intenzit 6,6 stup, si vyžádalo ko-lem 1500 lidských obtí;

• 1993, v oblasti západní a jižní Indie - o intenzit cca 6,5 stupn, si vyžádalo až 30 000 lidských obtí;

• 1993, v Turecku 30 000 lidských obtí; • 1995, v Japonsku - v troskách pístavu Kóbe pišlo o život více než

6 000 lidí; • 1997, ve východní ásti Iránu pipravilo o život kolem 4 000 lidí; • 1999, v oblasti stedozápadní ásti Kolumbie si vyžádalo pes 3000

lidských obtí; • 1999, v Turecku, u msta Izmit 12 000 - 15 000 lidských obtí; • 2000, které vyvolalo silné otesy o intenzit cca 5,7 stup na ost-

rov Amami - Óšima, v jižní ásti Japonska, zpsobilo prudké se-suvy bahna; v postižené oblasti musela být provedena doasná eva-kuace obyvatel;

• 2001, o intenzit cca 7,6 stup postihlo stedoamerický Salvador, kdy epicentrum zemtesení leželo na tichomoském pobeží Sal-vadoru, asi 105 km jz. od msta San Miguel;

• jen na pedmstí hlavního msta San Salvador pohbil sesuv pdy nejmén 300 rodinných domk, kdy v prvních chvílích zstalo pod bahnem uvznno více než 1 200 lidí; na pedmstí - v Santa Tecla se v dsledku otes zítilo pes 500 budov, piemž pišlo o život více než 50 lidí;

• 2001, v západoindické provincii Gudžarát si vyžádaly nejmén 20000 lidských obtí;

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

GEODYNAMIKA

- 137 (218) -

2.10 Kont-rol-ní otázky

Otázka 1 : Uvete nko-lik oblastí z geologického przkumu, kde mže být gravimetrie využitá. Otázka 2: Jaká je jed-notka gravi-taního zrych-lení v sousta-v SI? Napište v praxi použí-vané odvoze-né jednotky a vztah mezi nimi. Otázka 3: Jaký je rozdíl mezi gravi-taním a tího-vým zrychle-ním? Otázka 4: Napište hod-notu zrychle-nia 9.81 ms -2 v jednotkách mGal a µm s -

2 . Otázka 5: Jaký je rozdíl mezi absolutními a relativními gravimetry (hlavn jaké výsledky se nimi získá-vají)?

Tabulka 8: Druh pírodní katastrofy: zemtesná innost

Období od …. do Lokalita Intenzita

18. 9.1998 - 24.09.1998 jz. Itálie 3,8˚

jz. Irán 5,4˚

24. 9.1998 – 2.10.1998 centr. Jugoslávie + Blehrad 5,7˚

Indonézie – ostrov Jáva 6,3˚

východní Japonsko 3,8˚

jv. Austrálie 3,5˚

souostroví Vanuata, Tich. oceán 5,7˚

severní Irán 4,6˚

Mongolsko 5,5˚

Tibet 5,5˚

Guatemala 4,1˚

záp. Pensylvánie 5,2˚

1.10.1998 – 9.10.1998 již. Jugoslávie 4,9˚

již. ecko 5,2˚

již. a záp. ína 5,2˚

záp. Irán 5,3˚

sever N. Zélandu 2,9˚

již. ást Peru 5,3˚

již. ína 6,0˚

9.10.1998 – 16.10.1998 sted Ind. ostrova Celebesu 5,5˚

vých. Tchaj-wan 4,7˚

záp. Irán 4,0˚

již. Nikaragua 5,9˚

Chile – okolí Santiaga 3,0˚

16.10.1998 – 24.10.1998 Nikaragua – hl. msto Managui 4,0˚

jih N. Zélandu 6,1˚

Záp. Irán 4,6˚

Virginie 3,7˚

oblast mexicko-kalifornské hranice 3,3˚

24.10.1998 – 30.10.1998 jz. ína 5,2˚

sv. Alžír 4,3˚

Indonézie 5,7˚

Indonézie 5,2˚

Indonézie 4,5˚


- 138 (218) -

Otázka 6: Uvete pibližný asový rozsah mení s absolutními a relativními gravimetry. Otázka 7: o je to konstanta gravimetru a jak se získá? Otázka 8: Co je to chod gravimetru? Otázka 9: Jakou úlohu plní tzv. základný bod pi terénních gravimetrických meních a kde se vtšinou umísuje? Otázka 10: Definujte Bouguerovu anomálii (vztahem) a popište jednotlivé redukce a korekce, které v ní vystupují. Otázka 11: Jaký význam mají topokorekce a pro mají kladné znaménko (i pes to, že se skládají z dvou principiáln rozdílných souástí)? Otázka 12: Mohou topokorekce v uritém pípade dosáhnout i zápornou hod-notu? Uvete pro. Otázka 13: Jaký je základný rozdíl mezi pímou a obrácenou úlohou v gravi-metrii (v geofyzice) ? Otázka 14: Jaké složky má magnetické pole Zem? Otázka 15: Jaký je rozdíl, resp. vztah mezi odporem a mrným odporem? Otázka 16: Popište princip metody VES! Otázka 17: Co je zachyceno na obrázku GPR?

Otázka 18: Jaké radioaktivní záení psobí na lovka? Otázka 19: Co je to hodochrona a k emu slouží? Otázka 20: Vysvtlete pojmy – seismicita, seismické riziko a seismický hazard.

2.11 Klí

Odpov 1: Využití je pedevším pi :

GEODYNAMIKA

- 139 (218) -

• analýze fyzikálních polí zemského tlesa, za úelem ešení problematiky jeho tvaru a stavby (vnitní stavba Zem - zejména stavba zemské kry a svrchního plášt ap.),

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

• ešením problematiky z oblasti inženýrské geologie, geologie životního prostedí, hydrogeologie ap..

Odpov 2: gravitaní konstanta f (m3 kg -1 s-2) =6,67.10-8 cm-3 g-1 sec-2 nebo 20/3.10-3 m-1 cm3 g-1 mGal

Odpov 3: Tíhové zrychlení v sob zahrnuje “skutené psobení hmotné ro-tující Zem na objekt nacházející se na její povrchu“, piemž (v dsledku její rotace) proti samotné pitažlivosti Zem psobí na daný objekt souasn i od-stedivé zrychlení. Vzhledem k uvádným skutenostem má tedy tíhové zrychle-ní, vzhledem ke gravitanímu zrychlení, nižší hodnotu a jejich vzájemný rozdíl se mní zejména v závislosti na zempisné šíce objektu, který se nachází na zemském povrchu. Hodnota tíhového zrychlení bude tedy maximální na pólu (gP), nebo hodnota odstedivého zrychlení ar je tam = 0, a hodnota tíhového zrychlení na rovníku bude nejmenší, nebo hodnota odstedivého zrychlení ar je tam nejvtší. Hodnota tíhové zrychlení není tedy na zemském povrchu kon-stantní.

Odpov 4: 9 810 000mms-2 ; 981 000mGal

Odpov 5: Pístroje pro absolutní mení, které jsou ureny pro aplikaci ve speciáln vybavených laboratoích, patík nim nap. “Earth Tide Meter“ od fy. LaCoste and Romberg. V pípad aplikace pístroj tohoto druhu, jsou fi-nálním produktem mícího procesu již pímo hodnoty tíhového zrychlení.

Gravimetry umožují provádt mení relativních tíhových rozdíl jsou dnes vyrábny v rzných variantách. Jsou relativn lehké, snadno ovladatelné a jejich mení probíhá v krátkém asovém úseku. Výsledkem jsou relativní hod-noty tíhového zrychlení.

Odpov 6: Absolutní gravimetry - - hodiny až dny; relativní gravimetry – nkolik minut.

Odpov 7: Pevodová nebo též pístrojová konstanta, bývá vždy definovaná výrobcem a je uvádna na štítku, pipevnném na gravimetru. Udává hodnotu v mGal na jeden dílek (tj. obrátku) mícího šroubu (nap. k = 0,10215 mGal/dílek). Ješt ped uvedením gravimetru do provozu je jí ale vhodné znovu definovat prostednictvím procesu, který bývá oznaován jako cejchování pí-stroje.

Odpov 8: Tzv. “chodu gravimetru“- zahrnuje vlivy, které souvisí s procesy probíhajícími ve vlastním mícím systému v dsledku slabých náraz pi transportu, i v dsledku zmn teploty a tlaku (a to i pesto, že gravimetr je proti tomuto vlivu v pevážné míe chránn umístním do vakuované termosky s vnitním vyhíváním). Nežádoucí, a asov promnné zmny ve tení gravi-metru vyvolává i gravitaní úinek Slunce a Msíce, kdy se jedná o tzv. slapový úinek.


- 140 (218) -

Aby ale bylo možné tyto nepíznivé - nežádoucí vlivy pozdji vylouit z mení, je nutné v prbhu každodenního miského procesu njakým zpsobem zajis-tit (nap. pomocí vhodn zvolené miské metodiky), aby bylo možné pozdji tyto zmny definovat, tj. aby mohl být pozdji indikován prbh velikosti tchto zmn, v závislosti na ase.

Za tímto úelem se asi u 10 až 15% bod, které již byly v meném denním profilu jednou zmeny, provádí cca po 2 - 3 hodinových intervalech nové - opakované mení (jak je to nap. patrné z obr.4. Za stejným úelem je rovnž vhodné - spíše však nutné, provést uprosted každého denního profilu i mení na nkterém jiném základním tíhovém bod, než na kterém bylo provedeno m-ení na poátku a na konci denního profilu.

Odpov 9: Na základním bod je známá absolutní hodnota tíže. Proto zá-kladní bod slouží k pipojení a pepotu relativních hodnot na nov zmených bodech na absolutní hodnoty.

Odpov 10: gB (h, , ) = g – nγ () + 0,3086h – 0,0419h + T (h, , ) - B [mGal] , kde - g je namená hodnota tíhového zrychlení (opravená o chod, a pepotená na absolutní hodnotu); nγ () - tzv. normální pole, které je funk-cí zempisné šíky; h - nadmoská výška tíhového bodu; , - zempisná šíka a zempisná délka miského stanovišt; … tzv. redukní hustota Bouguerovy desky; T (h, , ) - tzv. topokorekce, a B- je tzv. Bullardv len (pojmenovaná* podle francouzského fyzika Pierre Bouguera , 1698 - 1758).

Odpov 11: Nežádoucí úinky vyvolané zmnami reliéfu terénu nad bodem mení, nebo vlivem zavedeni Bouguerovy korekce pod úrovní bodu mení, odstraujeme prostednictvím zavedení korekcí na nerovnost terénu - tj. terén-ních korekcí T. Jsou ve vtšin pípad kladné.

Odpov 12: Ano pokud hmoty leží pod tenou rovinou v bod P a nad plo-chou zvoleného kruhového vrchlíku (na obrázku hmoty 2).

Odpov 13: V pípad ešení pímé gravimetrické úlohy, pomocí výpotu definujeme anomálii, kterou vyvolává tleso jehož tvar, polohu a hustotu známe. ešení využívá známé poznatky o úincích tles, jenž mají pravidelný geometrický tvar, a je provádno pomocí pesných analytických metod. V pípadech, kdy jde o tlesa nepravidelného tvaru, jsou aplikovány pouze pi-bližné integraní postupy. V takových pípadech se jedná bu o výpoet pomo-cí specielních nomogram, nebo specieln pipravených program pro poí-ta.

V pípad ešení obrácené gravimetrické úlohy se snažíme analýzou známé anomálie nalézt zejména tvar a polohu tlesa, které by jí mohlo vyvolávat. Pi tomto postupu ale do interpretaního procesu zavádíme urité pedpoklady o

GEODYNAMIKA

- 141 (218) -

jeho geometrickém tvaru, i o hustot, které nemusí odpovídat skutenosti, pro-ež ani výsledné ešení nemusí být vždy jednoznané.

Odpov 14: Magnetické pole Zem je charakterizováno vektorem magnetické indukce B. Intenzitu zemského magnetického pole (dále jen ZMP), v jednotlivých bodech zemského povrchu, reprezentuje totální vektor T, který má vždy uritou amplitudu a orientaci. V pravoúhlém souadnicovém systému (kdy rovina xy je tená k zemskému povrchu a osa z je k nmu kolmá), jej lze rozložit na dílí složku H rovnobžnou s povrchem a složku Z, která je kolmá na zemský povrch. Vertikální rovina, ve které leží vektor T a jeho složky H i Z, je považována za rovinu magnetického poledníku a uhel, který svírá tato rovina s rovinou geografického poledníku - obr.13, se nazývá magnetická de-klinace (D). Podle toho na kterou stranu se magnetický poledník odchyluje od geografického poledníku, bývá oznaována jako západní, nebo východní. Uhel, který svírá vektor T s rovinou xy (která je tená k zemskému povrchu) se nazý-vá inklinací (I).

Odpov 15: Mrný odpor hornin je ovlivnn mnoha faktory, pedevším: mi-neralogickým složením horniny, porózitou, stupnm nasycení horniny vodou, mineralizací kapaliny, která zapluje póry, strukturou a texturou horniny, stejn jako tlakem a teplotou. V aplikované geofyzice se mrný odpor hornin uruje jako odpor, který elektrickému proudu klade krychle o hran 1m a to ve smru kolmém na stnu krychle. Pi jeho urení se vychází ze známého zákona, který definuje vztah mezi odporem vodie R, jeho délkou l a píným ezem S (jako nap. pi urování odporu drátného vodie)

Odpov 16: Princip metody spoívá v tom, že pi zvtšování vzájemné vzdá-lenosti mezi proudovými elektrodami (A, B) dochází ke zvtšování hloubkového dosahu metody. Pi vertikálním odporovém sondování se pi každém mení na


- 142 (218) -

linii profilu mní pouze vzdálenost mezi proudovými elektrodami (A, B). Sted uspoádání, který je zárove i bodem zápisu, zstává na stejném míst. Všech-ny elektrody jsou rozloženy symetricky vzhledem ke stedu roztažení, tj. k bodu zápisu.

Výsledkem mení je sondážní kivka vertikálního elektrického sondování (VES), která se získává tak, že se hodnoty zdánlivých mrných odpor ρz, vypo-ítávané ze vztahu

ρz = k. IV∆

= IV

MNAN AM

(Ωm) ,

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

Odpov 17: Gravitaní sesuv – smyková linie, odtrhový zlom

Odpov 18: Na lovka psobí tyto druhy pírodní radioaktivity: - kosmické záení, - vdechnutý radioaktivní plyn radon, - draslík jako souást prvk v or-ganizmu, – záení ze zem, - radon uvolnný z hornin)

Odpov 19: Hodochrona seismických vln je asová závislost píchodu seis-mické vlny k bodu registrace. Vzhledem k tomu, že pitom známe i souadnice x tchto bod (tj. jejich polohu vzhledem k bodu buzení seismické vlny), mžeme konstruovat graf této závislosti – hodochronu.

Známe-li hodochrony seismických vln, mžeme urit tvar a prbh rozhraní dvou rozdílných geologických strukturních prvk, na kterých registrované vlny vznikají. Aby bylo ale možné tento úkol co nejvrohodnji vyešit, je nutné znát také, jakými rychlostmi se jednotlivé seismické vlny v analyzovaném prostedí šíí.

Odpov 20: Seismicity - resp. seismická aktivity Zem, zahrnuje tento odbor-ný termín pedevším problematiku spojenou s:

• geografickým rozložením zemtesení na zemském povrchu

• jejich vztahem ke stavb zemského povrchu;

GEODYNAMIKA

- 143 (218) -

• geografickým rozložením zemtesení na zemském povrchu, i s ohledem na jejich magnitdu (intenzitu).

Seismické riziko - je dle “Evropské asociace pro seismické inženýrství “ defi-nováno jako “oekávaná velikost ztrát a škod za dobu výskytu seismické udá-losti, jak na životech, majetku, ekonomické i jiné innosti“+

Seismický hazard - je definován, jako “pravdpodobnost vzniku zemtesení o urité magnitud (intenzit) na nkteré lokalit, tj. nap. v míst urité výstav-by, resp. na území nkterého státního území“.

3 GEODYNAMIKA

3.1 Úvod

Zem je nepatrný objekt ve vesmíru, tvoeném miliony galaxií, z nichž naše galaxie – Mléná dráha – se skládá odhadem ze 100 bilion hvzd, jednou z nichž je i naše Slunce. Slunce tvoí energetický sted planet, mezi které se adí i naše Zem. Jak zanedbatelné jsou rozmry naší Zem vi vesmíru, tak nepatrné jsou i naše poznatky všech zákonitostí, které jej ovládají. Jsme však obyvateli planety Zem, která umožuje náš život. Proto musíme se snažit tyto zákonitosti poznat, abychom mohli využívat zemských zdroj v náš prospch,


- 144 (218) -

aniž bychom pírodu narušili natolik, že by pestala být pro nás pohostinným domovem.

Geodynamika je souástí nkolika vdných disciplín zabývajících se výzku-mem Zem. Výzkumem Zem (obr. 3.1) a jejím vývojem se zabývá geologie, fyzika, biologie a chemie Obr. 3.2). Vzájemnou vazbu mezi nimi zprostedko-vává geofyzika, geodézie, geochemie, paleontologie a sedimentologie, struk-turní geologie a další vdní disciplíny.

Obr. 3.1: Vdy o Zemi (podle B.F. Howell, 1959, upraveno)

Výsledkem spolupráce ve výzkumu vývoje Zem a dynamických proces ode-hrávajících se uvnit i na povrchu Zem bylo formulovaní Wegenerem (1915), poznatk a model o kontinentálním driftu, rozpínání moského dna (sea flo-or-spreading) a deskové tektonice (plate tectonics), která dnes dominují v názorech na vývoj a složení Zem. Kontinentální drift byl sice dokazován geologickými a paleontologickými metodami již na zaátku tohoto století (viz hlavn Wegener, 1915), pesto však ml tolik mezer, že tato teorie nemohla být pijata. Teprve nové poznatky moské geofyziky a paleomagnetizmu umožnily nejen nov formulovat kontinentální drift, ale daly též vznik moské geologii v novém slova smyslu a souasn i teorii o deskové tektonice. Tyto syntetické práce se pirozen neomezily jen na geofyziku a geologii. V dalších stadiích se na ní zaaly podílet i ostatní vdy o Zemi, vetn geodézie. Význam nových objev a zavedení kosmických technologií znamená nevídanou revoluci v geologii a poznání resp. zpesnní stavby a vývoje Zem (obr. 3.2). Starší geologické teorie byly pehodnoceny. Nové koncepce nadhazují spoustu dal-ších problém, nutí shromažovat díve nebývalé množství materiálu, studovat všechny fyzikální, chemické i další vlastnosti Zem nejen na jejím povrchu, nýbrž i v jejích hlubinách i naopak z kosmu.

Rozsah nedovoluje zabývat se všemi problémy geodynamiky. Proto jsou v lite-ratue doporuené práce, které umožní každému se seznámit s nejnovjšími názory na stavbu a vývoj Zem a procesy, které se uvnit odehrávají.

GEODYNAMIKA

- 145 (218) -

Obr. 3.2: Tvar zemského tlesa zjištný z pesného družicového mení (a); vpravo pedstavy o jeho stavb a vnitním složení.

3.2 FYZIKÁLNÍ CHARAKTERISTIKA ZEM

Fyzikální vlastnosti zemského tlesa, jako celku, mžeme mit. Známe dostaten pesn rozmr, tvar i hmotu Zem. Bylo promeno zemské tíhové i magnetické pole a geotermický tok a další parametry. Avšak o zemském nitru získáváme informace jen nepímo pomocí zemtesných vln, které prozaují Zemi jako rentgenové paprsky.

Urovat rozmry a tvar zemského tlesa je úloha geodetická. Proto se jí zde dotkneme jen okrajov.

Jako skutený tvar Zem pokládáme geoid. Je to plocha o konstantním tíhovém potenciálu, kterou lze ztotožnit s klidnou hladinou moí. Pro praktické použití je to však plocha píliš složitá a proto se nahrazuje plochou jednodušší.

Mjme libovolnou hmotu (nap. Zemi), která rotuje kolem osy procházející jejím tžištm. Její tíhový potenciál rozveme v adu a proveme adu zjed-nodušení. Pro ekvipotenciální plochu, mající na rovníku velikost zemské polo-osy, mžeme dokázat, že má tvar trojosého elipsoidu nebo mén pesn rota-ního elipsoidu (nejastji používaný model), i pibližn koule. Odvození lze nalézt ve vtšin uebnic gravimetrie. Tvar geoidu urujeme pomocí vrstevnic, ukazujících, o kolik je geoid pevýšen nad elipsoidem.

Povrchové tvary Zem - velmi úzce souvisejí s geologickou stav-bou.Uvedeme zde jen údaje nejdležitjší, které mají vztah k níže probírané látce.

Více než 70 % zemského povrchu pokrývají oceány. Polovinu této plochy po-krývá oceán Tichý, který je vtší než všechny kontinenty dohromady. Konti-nenty jsou z 65 % rozloženy na severní polokouli. Dále je zajímavé, že proti 95 % zemského povrchu leží na opané stran Zem moe. Typickým píkladem je Antarktida, proti níž leží Arktický oceán.

Kontinenty - jsou ásten pokryty vodou (Obr. 3.3). Zatopený kontinentální šelf o prmrném sklonu 0°07 , s hloubkou 20 až 550 m, prmrn 133 m


- 146 (218) -

(vzdálenost od behu je prmrn 78 km, max. 1500 km) a kontinentální stu-pe o prmrném sklonu 50 patí ješt ke kontinentu; tvoí 10,9 % plochy Ze-m i ¼ plochy, která strukturn patí ke kontinentm. Je to souasn per-spektivní zásobárna surovin pro lidstvo v blízké budoucnosti.

Kdyby náhle roztálo 25.106 km3 ledu tvoícího ledovce, pak by hladina vody v oceánech stoupla o 50 – 70 m a všechny pístavy by byly zatopeny, šelfová moe by narostla.

Na kontinentech budeme sledovat tyto hlavní strukturní jednotky:

1. prekambrické štíty, 2. platformy, 3. pásemná pohoí prostírající se podél orogenetických pásem ve zvrásnlých horninách.

Obr. 3.3a: Topografie zemského povrchu: ervené – šelfové oblasti, žlutá na kontaktu s ervenou - kontinentální stupn, zelená – platformy a prekambrické štíty, béžovo/hndé pásma – orogenní pásma, mode hlubokomoské pánve, svtlozelená až žlutá–stedo-oceánické hbety.

GEODYNAMIKA

- 147 (218) -

Obr. 3.3b: Podobná mapa topografického reliéfu zemského povrchu, která lépe zvýrazuje morfologii oceánického dna a orogenní pásma (USGS).

Mladá pohoí se adí do dvou orogenetických pruh, ležících pibližn na velké kružnici (kružnice mající sted v tžišti Zem):

1. Cirkumpacifický pruh, který bží pes Filipíny, Japonsko, Aljašku, Skalisté hory, Andy a Antarktidu,

2. Stedomosko-Asijský pruh, sledující Alpy, Himaláje, Indonésii, No-vou Guineou a Nový Zéland.

Kontinentální okraj - je oblast mezi kontinentem a oceánickým bazénem (obr. 4). Obvykle rozlišujeme ti typy kontinentálního okraje. Atlantský typ obsahuje kontinentální šelf, kontinentální svah a kontinentální úpatí (sedimenty z pevniny uložené na hlubokomoském dn, v pokraování kontinentálního svahu, vytváejí mírn uklonnou plochu oznaovanou jako kontinentální úpa-tí). Andský typ má úzký kontinentální šelf a oceánický píkop pímo pod oce-ánickým svahem. Typ ostrovního oblouku pozstává z vulkanického ost-rovního oblouku s oceánickým píkopem (Obr. 3.5), který je od pevniny odd-len malým oceánickým bazénem. Nkteré ostrovní oblouky, které jsou hodn vzdálené od pevniny (až 2000 km) nemžeme však považovat za souást kon-tinentálního okraje.

Obr. 3.4: Kontinentální okraj mže být bu aktivní – v místech subdukce, nebo pasivní, zpravidla rozsáhlejším kontinentálním svahem (šelfem).


- 148 (218) -

Oceány - byly do nedávna tém neprobádány. Pekvapivá zjištní však po-skytlo již morfologické mapování moského dna. Bylo zjištno, že hluboko-moské bazény mají hloubky kolem 6 km; vtších hloubek dosahují pouze píkopy s 9 km, vyjímen až 11 km hloubky. Obdobou kontinentálních poho-í jsou v prostoru oceán jeho hbety (27 % oceán), které dosahují pevýšení až kolem 3 km, probíhají pes všechny oceány, tvoíc souvislý horský hbet v celkové délce pes 40 000 km, což nemá na kontinentech obdoby. Stedem oceánického hbetu se asto táhne prohlube, rift. Rifty pokraují na nkterých místech i na kontinenty (nap. východoafrický rift). Zvýšená místa (oproti hlu-bokomoským pánvím) jsou i kontinentální úpatí (patí k oceánm) a pokrý-vají 5 % jeho plochy. Oceánické hbety a kontinentální úpatí zaujímají 23 % zemského povrchu, což je mnohem více, než pipadá na všechny zvrásnné orogenetické hbety na kontinentech. Samostatnou provincii tvoí zmínné píkopy spolu s pilehlými ostrovními oblouky; sem nepoítáme jejich konti-nentální obdoby nebo pokraování ostrovních oblouk, jako je nap. Japonsko (Obr. 3.5). Zvláštní postavení konen mají z hlubokomoského dna nící sa-mostatné vulkány a vulkanické hbety, tvoené pekrývajícími se vulkány.

Obr. 3.5: a) Typický ostrovní oblouk pedstavuje Japonsko. Pacifická deska se subdukuje pod ostrovní oblouk což je doprovázeno silnou seismickou aktivitou (vlevo). b) Pehled základních deskových rozhraní, a globálních tektonických struktur. Vysvtlivky. Convergent plate boundary – konvergentní (kompresní) rozhraní; Transform plate boundary – transformní (zlomové) rozhraní; Divergent plate boundary – di-

GEODYNAMIKA

- 149 (218) -

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

Obr. 3.6: Pehled vulkanické aktivity na zemském povrchu (oznaené erven)

Rozložení vulkán na Zemi má v hlavních rysech jednoduchou zákonitost. Z 800 vulkán (obr. 3.6), které jsou nebo v historické minulosti byly aktivní, leží 75 % podél cirkumpacifického pruhu i tzv. ohnivého prstence. Patí do nj mladá pohoí záp. Ameriky a vulkanické ostrovní oblouky lemující sev. a záp. Stranu Pacifiku. Druhým pásem je stedomosko-asijský pruh; zde je vulka-nická innost mnohem idší, s výjimkou Indonésie s Stedomoí. O oceánic-kých vulkanických pásech jsme se zmínili výše. Je teba upozornit, že vulka-nická innost je též vázána na riftové systémy (v oceánech i na kontinentu). Bylo dokázáno, že 93 % všech aktivních vulkán leží podél kružnic, které by vyaly 3 vzájemn kolmé roviny procházející stedem Zem.

Rozložení zemtesné aktivity je trojího druhu (obr. 3.7): 1. Mlká zemte-sení s ohnisky do hloubky 70 km, 2. stedn hluboká s ohnisky mezi 70 – 300 km, 3. hluboká zemtesení s ohnisky mezi 300 – 700 km hluboko. V cirkumpacifickém pásu leží 80 % všech mlkých, 90 % stedních a tém všechna hluboká zemtesení. Zbývající zemtesení se vyskytují ve stedo-mosko-asijském pruhu a ve svtovém riftovém systému.

3.3 SEISMOLOGIE A ZEMSKÉ NITRO

Seismologie studuje zemtesení. Zemtesné vlny procházejí Zemí a pinášejí nám na povrch informace o fyzikálních vlastnostech jejího nitra, kte-rým pak piazujeme geologický význam. Nevýhodou zemtesení je, že ne-


- 150 (218) -

známe ani okamžik ani místo jejich vzniku. Tuto nevýhodu nemají podzemní nukleární výbuchy.

Protože rychlost seismických vln závisí krom dvou elastických parametr na hustot, proveme nejdíve základní úvahy o rozložení hustot v Zemi.

Podlíme-li hmotu M Zem jejím objemem, dostaneme její prmrnou hustotu 5,5 gcm-3. Z povrchových mení hustot však víme, že hustota svrchní ásti zemské kry je 2,67 gcm-3.

Zem je tedy hustotn nehomogenní s hustotami ve svém nitru vyššími než 5,5 gcm-3. Další informaci o rozložení hmot uvnit Zem poskytuje moment setr-vanosti. Pro homogenní kouli o hmot m a polomru r , rotující kolem osy, je moment setrvanosti 0,4 MR2. Pomocí družic však bylo zjištno, že moment setrvanosti Zem je 0,331 MR2 (kde M je hmota a R polomr Ze-m), z ehož plyne,že hmota Zem je koncentrována více kolem jejího stedu, i že hustoty ve stedu Zem jsou vyšší než prmrné. Seismické paprsky proto musí procházet Zemí po kivých drahách, odrážet se od rzných seismických rozhraní.

Obr. 3.7: Zemtesná aktivita rozlišena podle hloubky ohnisek (zpracované USGS).

Obr. 3.8: Prchod P a S seismických vln zemským tlesem. Symbol c znaí

odraženou P vlnu, I a K symboly popisují lomené P vlny na rozhraních jádra a vnjšího jádra.

GEODYNAMIKA

- 151 (218) -

Energie uvolnná pi zemtesení nebo nukleárním výbuchu se pemní na rzné seismické vlny. Objemové podélné vlny P mají dvojnásobnou rychlost jako objemové vlny píné i S. Na Zemi se významn uplatují též povr-chové vlny L, které jsou opt dvojího druhu. Rayleighovy povrchové vlny jsou jakousi obdobou podélných vln, kdežto Loveovy odpovídají píným vlnám. Energie vln o velké délce proniká do vtší hloubky a rychleji než vln o malé délce.

Prbh seismických paprsk Zemí je patrný na schématu (obr. 3.8), ukazujícím též Bullenv model Zem, majícím ti hlavní ásti: svrchní pláš, pláš a jádro; každá ást má své další podrozdlení. Dnes se více využívá dlení plášt na litosféru a astenosféru. Vrchní ást litosféry tvoí zemská kra.

Seismické paprsky, vycházející z ohniska, se do hloubky zakivují. Paprsky S jsou zakivenjší než P. Paprsky S, koní - neprochází jádrem, resp. se od nj pouze odrážejí. Jádro se totiž chová jako kapalina, což se projevuje tím, že ne-propouští S vlny.

Nejvýraznjším rozhraním je vnjší omezení jádra. Zemské jádro bylo objeve-no Guttenbergem pomocí pozorování „seismického stínu“. Kdyby nap. epi-centrum zemtesení leželo na západ, pak by P vlny mohly být registrovány na celé zemkouli s výjimkou pásu na jižní polokouli mezi již. zem.šíkou 1030 až 1420, kde vlny P jsou velmi slabé (obr. 3.8). Je to zpsobeno tím, že P paprsek, který ten projde kolem jádra, dopadne za 1420, kdežto s ním bez-prostedn sousední paprsek se již zlomí do jádra a vyjde na povrch ve stínové zón.

Obr. 3.9: Rychlosti seismických vln v zemském tlese podle Bullenova mode-

lu.

Studiem as píchodu seismických vln, zejména nukleárních výbuch, v rzných vzdálenostech od epicentra mohly být konstruovány hodochrony a z jejich sklon zjištny závislosti rychlostí seismických vln na hloubce. V místech, kde se rychlosti mní skokem, leží hranice Bullenova modelu Zem (obr. 3.9).


- 152 (218) -

Bullenv model Zem byl využit též pro výpoet dalších fyzikálních paramet-r. S pomrn vysokou pesností mže být stanoven tlak. Pro rozložení hustot s hloubkou je však nutno poítat s uritými mezemi, v nichž se mže hustota pohybovat. Nejobtížnjší je urení prbhu teplot s hloubkou; kdyby platil prmrný teplotní gradient zjištný v hlubokých dolech (tj. asi 200 C/km), pak by ve stedu Zem byla teplota pes 100 0000 C; ve skutenosti bude tato tep-lota pouze 2 000 až 6 5000 C.

Z hlediska strukturálního vývoje Zem má nejvtší význam litosféra (tj. zem-ská kra a svrchní pláš). Rozhranní mezi nimi tvoí Mohoroviicova diskon-tinuita i krátce MOHO, na níž se rychlost seismických vln skokem zvtšuje. Rychlost P vln tsn pod MOHO, ozname ji Pn , byla až do r. 1960 obvyk-le považována za tém konstantní a rovnou 8,1 km/s. Pozdjší výsledky však ukázali, že mže nabývat hodnot od 7,7 do 8,4 km/s (obr. 3.10). Nízké hod-noty Pn jsou zvlášt pod ostrovními oblouky a stedooceánickými hbety; vyšší naopak pod hlubokomoskými bazény.

Zemská kra - má mocnost a složení velmi rozdílné. Pod kontinenty se skládá z vrstvy granitické a bazaltové; rozhraní mezi nimi tvoí Conradova diskonti-nuita, jejíž význam a prokazování je nejednoznané. Prmrná mocnost kry je 35 km. Pod oceány je pouze vrstva bazaltová a prmrná mocnost kry je jen 5 km. MOHO je hranicí, na níž se mní chemické složení hornin nebo je-jich fázový stav, jejich hustota a rychlost seismických vln.

Jak jsme již uvedli, není svrchní pláš v horizontálním smru homogen-ní(smry rychlostí Pn). Avšak ješt významnjší zmny jsou ve smru vertikál-ním, kde existuje nízkorychlostní vrstva. Podle nkterých autor jsou do hloubky 700 km dokonce 4 nízkorychlostní vrstvy.)

Obr. 3.10: Prbh seismických rozhraní v oblasti Vrancea (Rumunsko), zjišt-ných z seizmických mení.

GEODYNAMIKA

- 153 (218) -

Nízkorychlostní vrstva byla zjištna B. Gutenbergem v hloubce 100 – 200 km již r. 1926, avšak odborná veejnost ji pln vzala v úvahu až o 30 let poz-dji. Pisply k tomu hlavn podzemní nukleární výbuchy a pozdji magnetote-lurické mení, která v tchto hloubkách navíc zjišovala vrstvu s vyšší vodi-vostí.

Na základ nových výzkum lze nízkorychlostní vrstvu (obr. 3.11) charakteri-zovat takto:

1. Leží v hloubce 60 – 250 km a její hranice není ostrá.

2. Probíhá kolem celé Zem.

3. Seismické vlny jsou pod oceány více zpomalovány než pod kontinenty. Nízkorychlostní vrstva leží totiž pod oceány blíže k zemskému povrchu než pod kontinenty. Další dkaz, že rozdíly mezi oblastí oceánickou a kontinentální se neomezují pouze na zemskou kru do MOHO.

4. Vlny S kratších vlnových délek jsou pohlcovány. To znamená, že hor-niny v nízkorychlostní vrstv jsou ve stavu tém plastickém, což zej-m svdí o tom, že mají teploty blízké bodu tání.

Obr. 3.11: Na profilu hlubinné seismické sondáže (HSS - ekunov, 1989) byla zjištna strm upadající nízkorychlostní zóna v oblasti Vrance, kde se pedpo-kládá pítomnost ponáející se zbytkové litosféry. Z obrázku je patrná i korela-ce s vysokovodivostním rozhraním (MT), které vymezuje rozhraní litosféra – astenosféra.


- 154 (218) -

5. Sopky jsou vtšinou v místech, kde jsou zemtesení. Zemtesení, kte-rá souvisejí s vulkanismem, jsou z hloubek vtšinou 60 – 200 km. To znamená, že vulkanická innost je ve spojení s poruchami v nízkorychlostní vrstv, která je zejm zdrojem primárního bazaltic-kého magmatu.

6. Vtšina zemtesení leží však do hloubky 60 km, nebo ve vtších hloubkách je materiál již více plastický, takže anomální naptí se Mo-hou z velké ásti vyrovnávat „teením“ materiálu.

Srovnáme-li diskontinuitu MOHO s nízkorychlostní vrstvou, vidíme, že pro tektonický vývoj Zem je nízkorychlostní vrstva podstatn dležitjší. Zem-skou kru a ást svrchního plášt až po nízkorychlostní vrstvu souborn nazý-vané litosféra (lithos-ecky kámen), tvoí rigidní horniny. Pod litosférou leží astenosféra (asthenos-ecky mkký); je charakterizována plastickými horni-nami; patí do ní celá nízkorychlostní vrstva; dolní omezení je podle rzných autor velmi rozdílné

Nízkorychlostní vrstva má zásadní význam pro výklad izostáze, tektoniky, ho-rotvorných pochod, kontinent. drift, tektoniky litosférických blok (plate tectonics) atd..

3.4 FYZIKÁLNÍ VLASTNOSTI ZEM

Pomocí studia seismických vln jsme získali pedstavu o jejich rychlos-tech uvnit zemského tlesa. S rychlostmi jsou v úzkém vztahu také další fyzi-kální parametry, hustota, elastické vlastnosti, tlak a lze je dosti pesn stanovit. Naproti tomu, rozložení teploty jednoznan urit nelze. Z dalších vlastností si všimneme viskozity a elektrické vodivosti.

Rozložení hustot uvnit Zem lze vypoítat, když pijmeme za platný ped-poklad, že Zem se skládá z koncentrických, homogenních vrstev bez náhlých zmn ve fyzikálních vlastnostech. Ozname m hmotu uvnit koule o polomru r , f gravitaní konstantu, Vp a Vs rychlosti seismických vln P a S. Hustot-ní gradient udává Williamson-Adamsonova rovnice

−−=

34 2

22

sP

VV

rfm

drd ρρ

Vyjdeme-li nap. z hustoty pro svrchní pláš, mžeme vypoítat pírstek hus-toty pro hloubji ležící vrstvu. Tak získáme novou hustotu na nižší hladin. Postup opakujeme od jedné vrstvy ke druhé až po rychlostní diskontinuitu. Zde rovnice neplatí a je nutno zvolit novou vyšší hustotu pro hmoty pímo pod dis-kontinuitou; výpoet pak pokrauje jako díve. Velikost hustotní diskontinuity však nelze volit libovoln, protože rozložení hustot v Zemi musí být takové, aby byl zachován její moment setrvanosti a prmrná hustota.

GEODYNAMIKA

- 155 (218) -

Popsaná metoda však není jedinou možnou. Byla vypracována celá ada dal-ších , vetn statistické metody Monte Carlo Výsledky se od sebe sice pon-kud liší, pesto však máme reálnou pedstavu o rozmezí, v kterém se hustoty musí pohybovat (obr. 3.12).

V posledním desetiletí pispívají k urení pesných hodnot hustot i hluboké vrty (nad 8km), kde pomocí odebraných vzork nebo vrtní gravimetrie se mo-delují hustotní podmínky. Píkladem mže být vrt KTB-1, realizovaný v Nmecku v blízkosti eských hranic (obr. 3.13).

Obr. 3.12. Rozložení hustot, tlaku, rigidity a nestlaitelnosti uvnit Zem (pod-le R.Válka, 1974).

Obr. 3.13: Výsledky analýzy hustotních pomr v okolí vrtu KTB-1 (Vlevo – grafy a interpretace vrtní gravimetrie; vpravo – interpretaní profil podél jed-noho ze seismických profil.

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


- 156 (218) -

Platí totiž vztahy ,3/42 µρ += KV p µρ =2sV ,

2rm

fg = , kde k je

nestlaitelnost, µ - rigidita, g – gravitaní zrychlení ve vzdálenosti r od ste-du Zem, m – hmota obsažená v kouli o polomru r. Tlak p s rostoucí va-hou nadložních hornin stabiln roste.

Rozložení rychlostí seismických vln, hustot, elastických vlastností, tlaku a tep-loty musí být vzato v úvahu,má-li být vytvoena nová hypotéza týkající se zemského plášt a jádra.

Mapa na obrázku 15 ukazuje jak je v souasností orientované naptí v prostoru Karpat vi nedávnému období ve vrchním panonu (ped 9-6 mil. rok).

Obr. 3.15: Rozložení recentního napového pole v oblasti Karpat (Nemok et al., 2006) doplnné o rozložení tlak ve vrchním panonu (9-6mil rok).

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

GEODYNAMIKA

- 157 (218) -

Teploty v Zemi - lze urovat jen velmi obtížn. Souasný tepelný stav Zem vyplývá totiž z její teplotní historie, o níž byla vyslovena ada hypotéz, které vycházejí z uritých pedpoklad o vzniku a rané historii Zem, chemickém složení a fyzikálních vlastnostech hmoty, z níž se skládá Zem. Odvozované teploty jsou proto rovnž poplatné uvedeným pedpokladm místním podmín-kám.

Rozložení teplot v Zemi v souasné dob závisí na teplot pi jejím vzniku, na množství tepla generovaného jako funkce asu a hloubky a konen na tepel-ném toku ze Zem. Zdá se, že ochlazování zemského povrchu nemohlo se pro-jevit do hloubek podstatn vtších než 100 km. Pvodní teplotu Zem nezná-me. Nejastji je však pijímána hypotéza, že Zem vznikla spojením nkolika tles. Jako zdroje vnitního tepla se pedpokládají:

Gravitaní energie, která se pemnila v teplo pi formování zemského jádra. Bhem tvoení Zem zhutnním materiálu se rovnž pemovala gravitaní energie na teplo, probíhalo to však spíše pi povrchu a proto toto teplo bylo vyzáeno do prostoru.

Energie vzniklá tením pi zemských slapech nebo subdukci se mní v energii tepelnou a to pravdpodobn v oslabených zónách, jako je nap. nízkorychlost-ní vrstva, subdukní zóny.

Tepelná energie vzniklá pi rozpadu radioaktivních prvk.. Je to patrn hlavní zdroj, udržující vnjší tepelný stav Zem a souasný tepelný tok.

Vztah mezi hloubkou a teplotou v Zemi vyjaduje geoterma. Její prbh byl mnohokrát odvozen rznými autory používajícími rozdílné pedpoklady, ímž pochopiteln byly získány ponkud rozdílné výsledky. asto používané geo-termy uvádíme na obr. 3.16 (do hloubky 100 km) a na obr. 3.14 (pro celou Zemi).

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


- 158 (218) -

Pro zemskou kru na území eské republiky odvodil prbh geoterm V. er-mák z Geofyzikálního ústavu SAV. Došel k závru, že pod eským masívem roste teplota s hloubkou mnohem pomaleji než v prostoru Karpat.

Tepelný tok

Tepelný tok z vnitra Zem se uskuteuje a) vedením, b) sáláním, c) konvek-cí. V silikátových horninách se teplo vedením penáší velmi pomalu, zato však pevládá ve vnjších vrstvách Zem. Pi vyšších teplotách, hloubka asi 150 km a více, je teplo penášeno hlavn sáláním. Dojde-li v plášti ke konveknímu proudní, pak je velmi úinn pemísováno teplo z hloubky k povrchu. Teplo se dostává k povrchu také pímo s vystupujícími magmaty a hydrotermálními roztoky; z celozemského hlediska je to však jev zanedbatelný.

Zemským povrchem uniká do vesmíru 2,4.1020 cal/rok. Tato energie je o n-kolik ád vtší, než mají na Zemi za stejnou dobu zemtesení a vulkanická innost. Jak vidt, je nutno považovat tepelný tok za nejdležitjší geofyzikál-ní proces. Bohužel však naše znalosti tepelného toku jsou stále nedostatené, i když se zpesují a doplují údaje každým rokem o tisícku hodnot. Nap. v r. 1968 byl tepelný tok znám pouze v 2 600 bodech; kolem 90 % mení se dlá na moích. Píinou malého potu mení je jejich pracnost a vysoké náklady. Ukázkou mže být mapa tepelného toku ve stední Evrop (Obr. 3.17).

Technika mení tepelného toku

Základním úkolem geotermiky je mit tzv. zemský tepelný tok, to je tok te-pelné energie z nitra Zem jednotkovou plochou na zemském povrchu za jed-notku asu. Intenzita tepelného toku se na povrchu Zem místo od místa mní, stejn jako se v geologické historii mnila v ase.

Obr. 3.17: Mapa tepelného toku v oblasti stední Evropy , upraveno podle Dö-

vényi, 2002 (upraveno).

Pro urení tepelného toku Q platí Q = k grad T, kde k je koeficient tepelné

GEODYNAMIKA

- 159 (218) -

vodivosti a grad T je teplotní pírstek, který lze ve vtšin pípad nahradit vertikálním pírstkem teploty, tj. dT/dz. Stanovení tepelného toku v praxi vy-žaduje zmení teploty v uritém hloubkovém intervalu (nejlépe ve vrtu) a ur-eni koeficientu tepelné vodivosti z téhož intervalu, a již mením in situ nebo odebráním vzork charakteristických hornin a jejich promením v laboratoi.

Pozorované hodnoty tepelného toku na zemském povrchu leží v pomrn úzkém intervalu (30 -120) mW.m-2, stední hodnota iní 70 mW.m-2. V lokál-ním mítku existují místa, kde výnos tepla dosáhne hodnot až nkolik tisíc mW.m-2; tato místa pedstavují možné oblasti tžby tzv. geotermální energie.

S rostoucím potem údaj o tepelném toku bylo zjištno, že existuje vztah me-zi hodnotou tepelného toku a tektonikou. Údaje z kontinent je možno rozdlit dle tektonického stáí a popsat vztah charakterizující pokles prmrné geoter-mické aktivity s rostoucím stáím, 90mW.m-2 v tetihorních zvrásnných jed-notkách proti 38mW.m-2 v prahorních štítech.

Obr. 3.18. Vztah mezí tepelným tokem a tektonickým stáím na kontinentech a v oceánech. Body oznaují údaje zjištné v eskoslovensku (podle V. ermá-ka, 1983): N - neogenní pánve na j. a jv. Slovensku, Pg-K - karpatská elní pedhlube, K - eská kída, P-C - permokarbonské pánve eského masívu, Pz-pE - nejstarší ást eského masívu.

Vztah tepelný tok- tektonické stáí je schematicky znázornn na obrázku 18 pro kontinenty i pro oceány, kde byl popsán podobný vztah Parsonsem a Scla-terem. Je zejmé, že vztah pro oceány pokrývá menši asový úsek (0 - 120) . 106 let, který odpovídá maximálnímu stáí souasných moí, zatímco vztah pro kontinenty je možno sledovat až do cca 3. 109 let. V obou pípadech staré ásti zemské kry vykazují nízký tepelný tok (40 - 45) mW.m-2; rozdílný charakter je typický pro relativn nedávnou geologickou minulost, kdy tepelný tok v no-v vytváené oceánské ke je vyšší než tepelný rok v mladé kontinentální k-e.

Vztah mezi tepelným tokem (Q) a stáím (t) pro oceány lze dobe aproximovat vztahem: Q = at -1/2, který vyjaduje chladnutí vrstvy z poátení vysoké teplo-ty. Takový model je v souladu s pedpoklady globální deskové tektoniky o


- 160 (218) -

vytváení nové oceánské desky magmatickou inností podél aktivních stedoo-ceánských pohoí a jejím postupném "odtlaování" do stran a chladnutí. Par-sons a Sclater udávají jako nejlepší odhad 1350°C pro poátení teplotu a 125 km pro tloušku takové chladnoucí vrstvy.

Na kontinentech je pokles geotermické aktivity s rostoucím stáím složitjší (obr. 3.19) a podle Vitorella a Pollacka se uplatují nejmén dva rzné mecha-nismy. Prvý odpovídá erozí nejsvrchnjší vrstvy hornin zemské kry obohace-né radioaktivními prvky (viz dále), kdy píspvkem tepelného toku je radio-genní teplo uvolnné pi radioaktivním rozpadu, jehož píspvek se zmenšuje s tím, jak je tato vrstva erodována. Druhý mechanismus charakterizuje chladnutí "tektonotermáln mobilizované" litosféry, tedy podobný mechanismus jako v pípad oceánické desky; tento píspvek uruje vlastní "tepelné stáí" zemské kry. K tmto dvma složkám se piítá složka tetí, asov í prostorov kon-stantní, tepelný tok hlubinného pvodu oznaovaný jako „pozadí" i litosferic-ký tepelný tok. V nejmladších tetihorních jednotkách iní radiogenní písp-vek 36 mW.m-2, chladnutí litosféry 27 mW.m-2 a hlubinný píspvek 27 mW.m-

2, tedy celkem 90 mW.m-2, tj. hodnota pro tyto oblastí charakteristická.

Hlubinný tepelný tok (27 mW.m-2) sestává podle Vitorella a Pollacka z 15 mW.m-2, které jsou produkovány pi radioaktivním rozpadu v hlubokých "ko-enech" kontinent; zbývajících 12 mW.m-2 pochází ze spodního plášt i snad až z jádra a má pvod v procesech, které se podílely na vytváeni Zem jako planetárního tlesa.

Obr. 3.19 Vztah mezí tepelným tokem a tektonickým stáím na kontinentech a jednotlivé složky tepelného toku. Body odpovídají prmrným hodnotám te-pelného toku pro jednotlivé geologické epochy (podle V. ermáka, 1983): C - kaenozoikum, M - mezozoikum, LPz - svrchní paleozoikum, EPz - spodní pa-leozoikum, LPr - svrchní proterozoikum, EPr - spodní proterozoikum, A - ar-chaikum. Složky tepelného toku: I - radiogenní teplo uvolnné v zemské ke, II - tepelný tok v dsledku teplotního porušení litosféry pi tektonickém vývoji, III - hlubinný tepelný výnos z astenosféry.

Brzy po objeveni pirozeného radioaktivního rozpadu koncem minulého století a zjištní pítomnosti radioaktivních prvk v horninách zemské kry bylo zejmé, že teplo uvolnné pí radioaktivním rozpadu musí významn pispívat k tepelnému toku. Je známo nkolik desítek pirozených radioaktivních nukli-

GEODYNAMIKA

- 161 (218) -

d, jako zdroj tepla v Zemi se nicmén uplatují pouze tyi: 232Th, 238U, 40K a 235U s poloasy rozpadu 14,0, 4,47, 1,25 a 0,70. 109 let. Koncentrace ostatních jsou bu píliš malé i jejích poloasy rozpadu píliš krátké i píliš dlouhé, než aby se významn uplatnily v celém zemském tlese nebo v celé jeho geo-logické historii. Nkteré další izotopy se však mohly uplatnit v rané historii Zem, krátce po jejím vzniku, nap. 26Al, 129I atd.

Koncentrace uranu í thoria v horninách svrchní zemské kry iní desetitisíci-ny procenta, koncentrace draslíku je vyjádena procenty; v pírodní smsí dras-líku však jen 0,012% pipadá na izotop 40K. Prmrná celková produkce tepla tak iní nkolik miliontin wattu na krychlový metr horniny a klesá o (2 - 3) ády v horninách svrchního plášt.

Významné výsledky o prostorovém rozdlení radioaktivních prvk v zemské ke pinesla pímá korelace mezí tepelným tokem a tepelnou produkcí. Bylo prokázáno, že mezi tepelným tokem Q a tepelnou produkcí povrchových hor-nin A existuje limitní vztah Q= q0 + DA, kde q0 je tzv. redukovaný tepelný tok (tepelný tok, který byl pozorován pi nepítomnosti radiogenních zdroj ve svrchní ke) a D je parametr, který charakterizuje vertikální rozložení tepel-ných zdroj.

Hloubkové teplotní pomry

Veliina tepelného toku je nezbytná pro výpoet hlubinných teplot, je nutno ji však doplnit uritým pedpokladem o hloubkovém prbhu koeficientu tepelné vodivosti k(z) a rozdlení tepelných zdroj A(z). výpoet teploty je dán ešením vhodn upravené rovnice vedení tepla, kterou lze pro stanovení teplotního pole v litosfée použít v jednorozmrném stacionárním tvaru

0)( =+

zAdzdT

kdzd

Relativn nízké teploty (350 - 500°C) existují na rozhraní kra-pláš v hloubce (45 - 50km) pod starými pedkambrickými štíty (obr. 3.20), které na povrchu vykazují nízký tepelný tok (40 - 45) mW.m-2. Mírn zvýšené teploty (500 - 600) ° C byly vypoteny pro prahorní zvrásnné jednotky [Q (50 - 60) mW.m-2] s lokálními extrémy až 700 °C v místech pozdjšího tektonického oživení a oslabení kry (30 - 35) km, kde rovnž existuje mírn zvýšený tepel-ný tok [(60 - 70) mW.m-2].

Vysoké teploty pes 800 °C mohou existovat v geologicky mladých zvrásn-ných jednotkách, které na povrchu vykazují tepelný tok (70 - 80) mW.m-2, a v hypertermálních bazénech [800 - 1000) °C], kde tlouška kry iní jen (25 - 30) km a na povrchu existuje anomální tepelný tok (80 - 100) mW.m-2 .


- 162 (218) -

Obr. 3.20: Charakteristické teplotní profily pro jednotlivé tektonické provincie, upraveno podle (20). A- archaikum, Pr- proterozoikum, Epz- spodní paleozoi-kum, LPz- svrchní paleozoikum, M- mezozoikum a kenozoikum, R- recentní (hypertermální) oblasti; gr- kivka tání granitoid, bs- kivka tání bazalt. Ob-last možných existujících teplot v zemské ke vyznaena šrafou.

Tepelný tok v R a SR byl až dosud uren v tém 300 bodech rzných lo-kalit. Prmrná hodnota tepelného toku iní 70 mW.m-2 . Vzhledem k písluš-nosti tektonické stavby R a SR ke dvma zásadn odlišným tektonickým jed-notkám, eskému masívu a Karpat, byla sledována geotermická stavba západní a východní ásti našeho státního území oddlen. Prmrný tepelný tok je v eském masívu 66 mW.m-2, na území západních Karpat 80 mW.m-2, v kon-taktní zón karpatské elní pedhlubn 71 mW.m-2 . Byly vypoteny teplotní profily v zemské ke (obr. 21) a bylo prokázáno, že mezi eským masívem a západními Karpatami existují na rozhraní kra - pláš významné rozdíly v tep-lot dosahující (300 - 400) °C a že existuje i rozdíl v píspvku tepelného toku ze svrchního plášt, který mže v hypertermálních oblastech (jako je nap. pa-nonská nížina) init až 60 mW.m-2 proti (15 - 20) mW.m-2 pod stabilní ástí eského masívu.

Z toho, co jsme uvedli pro oceány i kontinenty je vidt, že tepelná energie je v pímém vztahu k orogenetické innosti.

Z celosvtových mení byla vyhotovena mapa tepelného toku. V hrubých ry-sech lze konstatovat, že v oblastech, kde jsou záporné výšky geoidu, je tepelný tok 1,67 µ kal/cm2s, kdežto v místech s kladným pevýšením geoidu je naopak tepelný tok nízký, je jen 1,33 µ kal/cm2s. To považuje Girdler za potvrzení hypotézy, že undulace geoidu jsou vyvolávány teplotními rozdíly v plášti. Bo-hužel tento názor nelze považovat za prokázaný. Je to z tchto dvod:

jak mapa geoidu , tak i mapa tepelného toku nejsou dosud dostaten pesné;

tíhové pole pln odráží dnešní stav rozložení hmot uvnit Zem, kdežto tepelný tok na zemském povrchu mže být vlivem nízké tepelné vodivosti zpoždn o miliony let a nereprezentuje dnešní rozložení teplot v zemském nitru.

GEODYNAMIKA

- 163 (218) -

Obr. 21. Tepelný profil podél seizmického profilu HSS - Geotraverse No. 5

zpracovaný V. ermákem (1986), namený tepelný tok - Q0, vypoítaný te-pelný tok - QB, tepelný tok od MOHO - QM, a korový píspvek.

Daleko lepší informace se díky moderním technologiím získávají o teplotách povrchu kontinent a oceán (obr. 3.22 a 3.23).

Viskozita jednotlivých vrstev Zem je známá jen velmi pibližn. Pro nás je zejména zajímavé, že ada pozorování svdí o tom, že ve svrchním plášti exis-tuje nízkoviskozní vrstva v hloubkách odpovídajících nízkorychlostní vrstv.


- 164 (218) -

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

Obr. 3.23. Pehledná mapa teplot na povrchu oceán (NOAA).

Zemské magnetické pole.

Z geomagnetických mení víme, že siloáry magnetického pole mají vertikál-ní smr v magnetických pólech (obr. 3.24) jejichž poloha se s asem mní (obr. 3.25); v souasné dob leží v severní Kanad (730 S, 1000 Z) a Antarkti-d (680 J, 1430 V) a jejich spojnice neprochází stedem Zem. Píina pole je z 94 % uvnit Zem, zbytek vydávají vnjší zdroje.

GEODYNAMIKA

- 165 (218) -

Obr. 3.24. Siloáry magnetického pole Zem, pro ovlivnné nárazy sluneního záení.

Pravidelné geomagnetické pole, které nejlépe aproximuje skutené zemské pole, lze získat sférickou harmonickou analýzou celosvtových mení. Z této analýzy vyplývá, že pole lze vyjádit jako úinek ady magnetických dipól ve stedu Zem, majících rznou orientaci. První z tchto dipól reprezentuje pod-statnou ást pravidelného pole Zem; je to tzv. sklonný geocentrický dipól, jehož osa svírá s osou zemské rotace úhel 11,50 a protíná Zemi v geomagnetických pólech.

Po 400 let provádná pímá pozorování magnetického pole Zem ukázala, že se s asem i místem na Zemi mní. Krátkodobé periodické variace trvající hodiny, dny nebo roky Mohou být vysvtleny pomocí elektrických proud v plášti a ionosfée; zmny v intenzit dosahují ádov 10 až 100 nT. Magne-tické boue jsou krátkodobé, nepravidelné fluktuace, které Mohou pesáhnout hodnotu 103nT; vznikají v ionosfée vlivem anomálního bombardování slu-nením záením, hlavn pi výskytu sluneních skvrn.

Obr. 3.25: Zmny smru jižního magnetického pólu za posledních 65 mil.rok (podle USGS). Wegener pedpokládal, že póly jsou pevné a pohybují se jen kontinenty.


- 166 (218) -

Sekulární zmny se projevují v deklinaci, inklinaci i v intenzit. Sekulární variace v intenzit mají hodnoty jednotky až desítky nT za rok (mapy izopor). Cyklické zmny ve smru pole mají periodu nkolik set let a od prmrného smru vyvolávají odchylky 10 až 200 na ob strany. Velikost zmny je rzná na jednotlivých observatoích a proto jejich píina je spíše regionálního cha-rakteru než planetárního. – Z pozorování magnetických izanomál vidíme, že se za rok posunou o 0,180 na západ. Kdyby tento drift anomálií pravideln pokra-oval 2000 let, obhly by celou Zemi. - Rovnž magnetický moment Zem se sekulárn mní. Za 100 let se zmenší o 5 %, tj. za 2000 let by byl nulový. Zdá se však spíše, že velikost momentu osciluje kolem urité hodnoty.

Paleomagnetismus studuje fosilní i remanentní magnetismus. Bylo zjištno, že geomagnetické póly mnily v geologické minulosti svoji polohu (tzv. puto-vání pól - Obr. 3.25) a že pole prodlalo adu inverzí. Putování pól, magne-tické inverze v korelaci s lineárními magnetickými anomáliemi patí mezi nej-dležitjší dkazy pro kontinentální drift, o nmž budeme pojednávat pozdji.

Zemské tíhové pole - Hmoty Zem vyvolávají gravitaní zrychlení, rotace odstedivé zrychlení. Vektorový souet obou zrychlení oznaujeme jako tíhové zrychlení i tíže. Zemská rotace zpsobila že Zem je na pólech zploštlá. Tí-hové zrychlení je funkcí zempisné šíky ; na pólech je nejvtší, na rovníku nejmenší.

Tvar Zem je tvarem ekvipotenciální tíhové hladiny ztotožnné s prmrnou hladinou moe. Nazývá se geoid. Vtšinou však postaí nahradit Zemi troj-osým nebo rotaním elipsoidem nebo koulí. Prbh geoidu vyjadujeme pomo-cí izohyps nad referenním elipsoidem (obr. 3.26).

Obr. 3.26: Mapa geoidu v metrech, urená pomocí družicových mení.

Nejastji používané tíhové anomálie jsou: anomálie z volného vzduchu (Fayovy), úplné Bouguerovy anomálie a izostatické anomálie. Anomálie

GEODYNAMIKA

- 167 (218) -

z volného vzduchu - jsou zpsobeny nadbytky, resp. nedostatky hmoty uvnit Zem ve srovnání s normálním rozložením hmot, které odpovídá normální tíži. Úplné Bouguerovy anomálie vyjadují úinek hmot s anomální hustotou (tj. hustotou rozdílnou od prmrné); tyto hmoty leží hlavn ve vrchní ásti liro-sféry. Bylo zjištno, že úplné Bouguerovy anomálie jsou záporné ve vysokých oblastech, naproti tomu v prostorách oceán jsou kladné. To znaí, že pod hor-natými oblastmi mají horniny relativn nízké hustoty ve srovnání s oblastmi oceán. Tento vztah je vysvtlován izostazí. Airyho izostatické teorie ped-pokládá, že pevýšení terénu (vtší oblasti) odpovídá koen tak, aby nastala hydrostatická rovnováha (obdobn je tomu nap. u kusu deva plovoucího na vod; z velikosti vynívající ásti deva nad hladinou mžeme soudit na hloub-ku jeho ponoru). Prattova teorie naopak pedpokládá izostatickou kompenzaci v konstantní hloubce. Hydrostatická rovnováha se dociluje rozdílnou hustotou; ím je blok vyšší, tím má menší prmrnou hustotu a naopak.

Izostatickou kompenzaci vyjadují izostatické anomálie. Nulová anomálie znaí, že blok je v hydrostatické rovnováze. Záporná anomálie znaí, že blok má píliš hluboké koeny (Airy) nebo píliš nízkou prmrnou hustotu; blok je hydrostaticky tlaen nahoru a nepsobí-li další vtší síly v opaném smru, pak blok stoupá; píkladem mže být Skandinávie, která v dob zalednní byla za-boena hluboko do plášt, ale po roztátí ledovc se její kra jeví jako pekom-penzovaná a je hydrostaticky nadzvedávána. Kladné izostatické anomálie nao-pak vyjadují tendenci klesat. Zem jako celek se sice jeví jako izostaticky vy-rovnaná, pesto však existují rozsáhlé izostatické anomálie, ukazující, že ásti zemské kry izostaticky vyrovnané nejsou.

Pro posouzení rozložení hmot uvnit Zem lze použít i mapu výšek geoidu (obr. 3.26). Deprese v povrchu geoidu jsou oblastmi záporných anomálií z volného vzduchu, elevace odpovídají kladným anomáliím z volného vzdu-chu. Tyto anomálie jsou patrn vyvolávány horizontálními hustotními neho-mogenitami uvnit plášt; jak vidt, nejsou v pímém vztahu k rozložení konti-nent a oceán. Prbh geoidu lze odvodit i z pozemních mení tíže. Jeho kresba pak mže být velmi podrobná a lokální anomality v prbhu geoidu nutno vysvtlovat hustotními nehomogenitami v ke.

3.5 GEOLOGICKÝ CYKLUS A STÁ Í HORNIN

Jsou dva zdroje energie, které uvádjí do innosti geologické pochody: vnitní teplo Zem a slunení záení. Vnitní zdroj dodává energii pro vznik vyvelých hornin, metamorfní a tektonické pochody. Vnjší zdroj (Slunce) uvádí do kolobhu atmosféru a hydrosféru, vtrání, erozi a tvorbu sedimentár-ních hornin. Dležitou roli dále hrají geochemické pochody.

Vzájemnou vazbu všech proces vyjaduje geologický cyklus (obr. 3.27), kte-rý není uzavený. Magma, které vzniká v plášti v hloubce kolem 50 km a více, vystupuje k povrchu, ímž se obohacuje o další materiál obsahující silikáty, což umožuje vznik nových hornin v zemské ke. Souasn se uvoluje voda


- 168 (218) -

a další plynné souásti. Z toho lze vyvozovat, že zemská kra, hydrosféra a atmosféra se tvoily postupn jako dsledek opakování magmatické innosti.

Chemické i mineralogické reakce v horninách podstatn ovlivuje tlak a tep-lota (obr. 3.28). Vidíme, že v zemské ke mže dojít k metamorfóze za nor-málních podmínek. Ke vzniku migmatit nebo granitového magmatu je však poteba vyšších teplot, než vykazují geotermy pro štíty a oceány. Takovýto stav mže nastat nap. v orogenetických oblastech. Rovnž ve svrchním plášti normáln nevzniká magma. Výjimku však tvoí ty pípady, kdy je pítomna voda (nebo páry); pak bod tavení hornin prudce klesá (obdobná situace platí i pro kru).

Obr. 3.27: Geologický cyklus

Stáí hornin - urujeme bu paleontologickými metodami podle zkamenlin nebo radioaktivními metodami a nejnovji i s použitím paleomagnetismu.

Protože radioaktivní izotopy se rozpadají konstantní rychlostí, lze toho využít pro výpoet asového intervalu, který uplynul od doby, kdy minerál nebo hor-nina vznikly. Prvek, obsažený nap. pi vzniku minerálu, skládá se z izotop; nkterý izotop mže být radioaktivní. Pomrné množství radioaktivní a neradi-oaktivní složky je pro jednotlivé prvky známo. Pi urování stáí zjišujeme, jak poklesl obsah radioaktivního izotopu a protože známe poloas rozpadu, mžeme vypoítat stáí minerálu. Podmínkou však je, že v dob vzniku mine-rálu i horniny byl obsah dceinného izotopu nulový a že bhem jejich života nedošlo k obohacení i ztrát prvk.

GEODYNAMIKA

- 169 (218) -

Obr. 3.28: Závislost významných geologických pochod na tlaku a teplot a jejich srovnání s geotermami pro štíty a oceány

Nejsou-li tyto podmínky splnny, pak vypotený as rozpadu nemá geologický význam. Zda dané podmínky byly skuten splnny je asto obtížné rozhod-nout. Proto obvykle mluvíme radji o „zdánlivém“ stáí.

Pro rzn staré horniny jsou vhodné rzné izotopy. Izotopy s krátkým poloa-sem rozpadu se hodí pro mladé horniny a dlouhým poloasem pro staré. Tak nap. pro urování stáí kvartérních hornin (stáí do 50 – 80 tisíc let je vhodný izotop uhlíku 14C; pro datování paleozoických hornin je vhodná kalium-argonová metoda atd.

Stáí Zem bylo stanoveno na 4,6.109 rok. Kambrium zaalo ped 570.106 roky. Prekambrium tedy pokrývá 85 % zemské historie.

3.6 Litosféra

Reologické chování litosféry a astenosféry je popsáno viskozitou a zákonem úbytku deformace s asem. Kapalina ohívaná zevnit nebo zespoda vykonává konvekní pohyb, jestliže Rayleighovo íslo pekroí kritickou mez.

Rayleighovo íslo pro pláš je podstatn vtší než kritická hranice pro spuš-tní konvekce. Pro termální konvekci s velmi vysokým Rayleighovým íslem je charakteristická existence tenké termální vrstvy, kterou je litosféra. Z toho hlediska je litosféra termáln difúzní vrstvou systému plášové konvekce. To znamená, že je málo stabilní a rozdlení teploty je urováno vedením tepla, zatímco v plášti jsou teploty blízké adiabatickým teplotám.


- 170 (218) -

3.6.1 Vertikální pohyby

Prvním a nejzejmjším dkazem vertikálních posunutí a podstatných de-formací litosféry je reliéf zemského povrchu, který je charakteristický velkými nerovnostmi zasahujícími do hloubek až 11 km pod moskou hladinu (marián-ský píkop) a výšek pes 8 km (Himaláje). Toto rozpti výšek je mítkem ma-ximální amplitudy vertikálních pohyb. V podmínkách denudace a sedimenta-ce by se uvedené výškové rozdíly neudržely po dobu existence litosféry bez doprovodných. zdvih a pokles. Odhad velikosti amplitudy vertikálních po-hyb asi (20 - 30) km potvrzuji rovnž geologická pozorování, nap. ponoení spodních úrovní sedimentární vrstvy zemské kry, které dosahuje v nkterých oblastech až 20 km (vnjší Karpaty, kaspická pánev). Vertikální pohyby jsou po povrchu nerovnomrn rozdleny ve zdvihy a poklesy. Jejich rychlosti ne-pesahuji 10 cm/rok, vtšinou jsou to milimetry až centimetry za rok.

3.6.2 Horizontální pohyby

Na rozdíl od vertikálních pohyb, pi kterých se stídají zdvihy a poklesy, mají horizontální pohyby relativn stálý smr, takže výsledné horizontální po-sunutí za geologická období je znané, nap. namená horizontální posunutí podél zlomu Mendocino v severovýchodní ásti Tichého oceánu dosahují 1400 km. Prmrné rychlosti horizontálních posunutí iní cm až dm za rok; nejvtší horizontální posunutí byla zjištna v oblasti oceán.

Myšlenka horizontálních pohyb celých kontinent pochází od F. B. Taylora a A. Wegenera . Podle Wegenera existoval v období svrchního paleozoika je-diný prakontinent - Pangea, který se rozdlil na dv ásti: první z nich (Gond-wana) byla seskupena z dnešní Austrálie, Jižní Ameriky, Afriky, Madagaskaru a Indie, druhá ást (Laurasia) zahrnovala Evropu, Asii (bez Indie), Severní Ameriku a Grónsko. Podle Wegenera vykonávaly kontinenty nerovnomrný horizontální pohyb - drift smrem k západu. Za píinu pohybu pokládal nej-díve slapové síly Slunce a Msíce a pozdji, v r. 1928, když byl tento mecha-nismus podroben ostré kritice, se piklonil k hypotéze existence podkorových proud.

Kvantitativní "dkaz" kontinentálního driftu pinesly výsledky paleomagne-tických výzkum, které se zaaly rozvíjet až po r. 1950. Na základ paleomag-netických smr magnetického „dipólového pole“ mených na vzorcích hor-nin pi souasném urování stáí vzorku (datování), bylo možno sestrojit pro každý kontinent kivku pohybu magnetického pólu. Kivky jsou pro jednotlivé kontinenty rzné. Možné rekonstrukce vzájemného pohybu kontinent jsou pouze ty, které pevádjí kivky pro jednotlivé kontinenty v jednu spolenou kivku pohybu magnetického pólu .

Možnosti paleomagnetických metod vedly k dkladnému provení výchozí-ho Wegenerova pedpokladu - shodností obrys kontínent. Toto provení podrobn provedli E. C. Bullard et al. s výsledkem jednoznan svdícím ve prospch Wegenerova pedpokladu (obr. ). Wegenerova hypotéza byla rovnž ovována metodami paleoklimatologie a geologie (shodnost hlavních tekto-nických struktur) a metodou srovnávací stratigrafie. Výsledkem je, že Wegene-rova teorie kontinentálního driftu je všeobecn uznávána.

GEODYNAMIKA

- 171 (218) -

V novjší dob pinesly výzkumy moského dna nové nezávislé ovení We-generovy teorie kontinentálního driftu (viz dále).

3.6.3 SPREADING - ROZPÍNÁNÍ MO SKÉHO DNA

V pedcházejících kapitolách jsme uvádli jako svdky kontinentálního driftu tvar pevnin, návaznost starších geologických struktur, paleontologii, pa-leoklimatologii i paleomagnetismus. To však nestailo k objasnní sil, které uvedly kontinenty do pohybu.

Koncem padesátých let zjistili oceánografové souvislé pruhy oceánických hbet probíhajících všemi svtovými oceány s adou pozoruhodných vlast-ností: jsou spojeny s riftovými zónami; jsou seismicky velmi aktivní; jsou ve-sms velmi mladé (1 až 10 mil. let); vtšinou mají jak morfologickou, tak ge-neticky bilaterální symetrii. Krom toho zjistili oceánografové, že moské dno není nikde starší než 185 mil. let (kída).

Obr. 3.29. Konvekní cely zpsobují rozpínání oceánického dna (pvodní pedstava H.H. Hesse).

Kolem r. 1960 vyslovil H.H.Hess hypotézu, že moské dno je v pohybu. Konvekní proudy v zemském plášti (obr. 3.29) vyzvedávají materiál nahoru v prostoru osy stedooceánického hbetu, který se pak jako moské dno šíí dál, dokud není v prostoru hlubokomoských píkop na okrajích kontinent pohl-ceno zpt do plášt.

Tém v téže dob R.C.Mason, A.D.Raff a V.Vacquier zjistili, že moské dno z. a s. Ameriky tvoí pruhy magnetických anomálií, které se pozoruhod-


- 172 (218) -

n pravideln mnily z hodnot kladných do záporných. Tyto tvary anomálií napovídaly, že je vyvolávají s.-j. orientovaná magnetická tlesa, která v uritých intervalech byla pín posunuta podél linií tém kolmých na smr anomálií. Žádný do té doby známý typ struktury neodpovídal této konfiguraci magnetických anomálií.

Teprve o pt let pozdji (1963) F.J.Vine a D.H.Matthew podali vysvtlení, které se stalo klíovým pro potvrzení hypotézy vyslovené Hessem. Vysvtlení se opíralo o objev, že zemské magnetické pole v minulosti mnohokráte zmnilo svoji polaritu – inverze magnetického pole. Na podklad srovnání absolutního stáí lávových proud a sediment (obr. 3.30) byla vypracována podrobná magnetická stratigrafie. Tak bylo možno nejen vysvtlit pruhy magnetických anomálií se stídající se polaritou, ale dát jim i asové zaazení.

Obr. 3.30. Ukázka inverzí magnetického pole zjištných v moských sedimen-tech (in Wyllis 1971).

Zákres magnetických anomálií na profilu vedeném kolmo na stedooceánský hbet smrem ke kontinentu možno pirovnat k magnetofonovému pásku, na nmž jsou nahrány zmny v orientaci zemského magnetického pole. Podle ší-ky jednotlivých magnetických epoch lze usuzovat na rychlost vzniku tchto pás v oceánském dn (obr. 3.31). Jednoznan bylo potvrzeno, že oceánské dno je uprosted oceánských hbet nejmladší a jeho stáí roste smrem k pevninám na ob strany (obr. 3.31). Rychlost rozpínání moského dna je v rzných místech rzná.

Na základ výsledk z magnetometrie, poznatk seismických o strukturních zmnách v ke a plášti pod riftovými zónami v oceánických hbetech, po-znatk o vysokém tepelném toku, poznatk o recentním vulkanismu a dalších poznatcích byl vytvoen model rozpínání moského dna - sea floor sprea-ding.

GEODYNAMIKA

- 173 (218) -

3.6.4 Stedooceánické hbety

Jedním z prvních dležitých výsledk soustavného promování hloubek oceán (batymetrie) byl objev stedo-oceánských hbet a rift (zlo-m). Hbety tvoí celosvtový systém podmoských pásmových pohoí, jejichž výška pesahuje 3000 m a šíka je zhruba 2000 km. Typický reliéf moského dna tzv. riftu, v kolmém profilu na hbet, ukazuje obr. 32a, na kterém je vidt i centrální zlom na Islandu (obr. 3.32b). Rozložení systému hbet v oceánech je znázornno na obr. 3.33. Stedo-oceánské hbety jsou charakteristické nejen svým reliéfem, ale hlavn vysokou seismickou aktivitou soustednou do ob-lastí rift (obr. 3.33).

Obr. 3.31. Ukázka pruh kladných (erné) a záporných (bílé) anomálií na oce-ánickém hbetu jz. Islandu (in J.G.Gass et al. 1971). a - situace, b - magnetic-ké anomálie, c – ást jednoho aeromagnet. profilu porovnaná s teoret. vypo-tenou kivkou odpoídající modelu, u njž je zvolena rychlost rozpínání mo-ského dna 1 cm/rok.

Podle tohoto modelu ediová magmata vystupují podél rift a vylévají se v pásech na oceánské dno.Po utuhnutí láv nastává další rozestupování rift a mezi díve utuhlé pásy se vylévají nové lávy. Tento proces se neustále opakuje. Starší utuhlé pásy láv, zmagnetované do smru pole v dob výlevu, ustupují do obou stran a jsou uprosted doplovány novými erstv vylitými lávami (obr. 3.31, 3.33 a 3.34). Celý proces je spojen s tahovým naptím v celé oceánské


- 174 (218) -

ke, které umožuje neustálé otevírání riftových zón, vznik nové oceánské kry a tím rozšiování oceánu. Tento posun oceánské kry do stran (pokud nedojde k jejímu podsunování pod kru kontinentální) je základem pohybu pevninských blok od sebe – tzv. kontinentálního driftu i posouvání kontinen-t.

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

Obr. 3.33. Rozpínání moského dna, jak je naznaují izochrony (v miliónech let), stáí moského dna podle magnetometrie. Stedooceánský hbet je vyzna-en silnou arou, píné posuny tenkými arami, izochrony tekované. Obdob-ný obraz byl zjištn rozborem stáí hornin získaných z vrtných jader z moského dna (program JOIDES). Rychlosti udávají roní pírustky.

GEODYNAMIKA

- 175 (218) -

Obr. 3.34: Magnetický profil pes stedoatlanský hbet ve 22030 a jeho inter-pretace podle USGS.

Rychlost rozpínání moského dna uruje pomr mezi šíkou magnetické anomálie a dobou, po kterou trvala píslušná orientace smru magnetického pole. V rzných oblastech oceán byla tato rychlost rzná; pohybuje se v mezích 1 až 8 cm/rok, výjimen až 14 cm/rok. Podle TJ.Wilsona byla ve tvrtohorách prmrná rychlost pro všechny oceány 5,2 cm/rok. Rychlost, jíž vzniká nová oceánická kra, rovná se soutu rychlostí rozpínání na obou stra-nách hbetu. Mže tedy nabýt hodnoty až 16 cm /rok, což je z geologického hlediska rychlost velmi velká. S touto rychlostí by 15 000 km široký Pacifický oceán ml veškerou kru vyprodukovanou zhruba za 100 mil. rok.

Obr. 3.35. Ukázka prbhu transformních zlom v prostoru stedooceánských hbet. Vlevo místo kížení dvou hbet – trojný bod (triple junction point).

Moské dno v širokém pruhu kolem stedooceánského hbetu má typické pruhy magnetických anomálií, které se staly hlavní oporou teorie rozpínání moského dna. Pesto jsou však oblasti oceán, kde anomálie nejsou. Mže to být proto, že nejsou souástí pohybujícího se dna, nebo že pocházejí z dávné geologické


- 176 (218) -

minulosti, kdy možná zemské magnetické pole neprodlávalo své inverze. Jin-de (v dsledku velmi pomalého rozpínání) Mohou být anomálie velmi nahušt-ny, že jejich korelace je nesnadná. Pirozen existují i ješt daleko složitjší situace.

Všimneme-li si blíže stedooceánských hbet, vidíme, že nejsou souvislé. Hbety jsou rozlenné na sekce zlomovými zónami. Pitom je pozoruhodné, že ob ásti hbetu se od sebe nevzdalují, zatímco po stranách hbetu dochází k pohybm kry jako rigidních desek (obr. 3.35), taková porucha se oznauje jako transformní zlom. Zemtesení vzniká pouze v úseku mezi ástmi hbetu, protože pouze tam dochází k relativnímu pohybu kry.

Geometrický vztah mezi osou stedooceánského hbetu a pínými poruchami se stane zejmým, jestliže zvolíme (podle T.Wilsona) nový systém meridián procházejících hbety a šíkových kružnic procházejících pínými poruchami (obr. 3.35). Bylo prokázáno, že celé oblasti vyhovuje spolený pól a osa roz-pínání. Z uvedeného rovnž plyne, že rozpínání moského dna bude nejmenší u pólu rozpínání a naopak nejvtší na jeho rovníku.

Dležitou charakteristikou stedo-oceánských hbet je zvýšený tepelný tok, který vzrstá z hodnoty 1 jednotky tepelného toku pibližn na 5 jednotek v oblasti rift (1jednotka tepelného toku byla definována jako 10-6 cal/cm2 . s, tj. 41,86 mW/m2) - obr. 3.36.

V profilech kolmých na osu hbetu byla provedena magnetická mení. Vý-sledky ukázaly jev; magnetické anomálie jsou soustedny v pásech soubž-ných s osou hbetu, piemž se v jednotlivých, pásech stídá smr magnetizace hornin. Horniny jsou zmagnetovány souhlasn nebo opan vzhledem ke sm-ru souasného zemského magnetického pole. Tato pravidelná geometrická struktura magnetických anomálií vedla k myšlence urit stáí hornin v jednotli-vých pásech. Mení bylo provedeno metodou draslíku a argonu. Bylo zjištno, že stáí hornin vzrstá se vzdáleností od osy hbetu na ob strany a.pohybuje se v rozmezí (0 - 200) mil. let. Celosvtový systém pás magnetických anomálií spolu s údaji o stáí hornin znázoruje obr. 3.34, 3.37.

Studium magnetických anomálii mlo klíový význam pro hypotézu nars-tání moského dna (sea floor spreading), která pochází od H. H. Hesse a R. S. Dietze. Podle této teorie je nové oceánské dno tvoeno v blízkosti stedu oce-ánského hbetu a rozšiuje se ve smrech kolmých na hbet.

Obr. 3.36. Závislost stední hodnoty tepelného toku na vzdálenosti od riftu.

GEODYNAMIKA

- 177 (218) -

Na druhé stran narstání moského dna, nap. v Tichém oceánu, musí být do-provázeno ponoováním oceánického dna do plášt v blízkosti okraj kontinen-t. Tyto oblastí ponoování oceánské litosféry do plášt'se nazývají subdukní oblasti a jejich rozložení po zemském povrchu znázoruje obr. 3.3b. Zatlao-vání chladné, pevné desky do viskózního plášt je doprovázeno vznikem naptí na hranicích desky, které mže pesáhnout mez pevnosti a vést ke vzniku tek-tonického zemtesení.

Pesná lokalizace zemtesných ohnisek v subdukních oblastech umožuje vysledovat trasu ponoující se litosférické desky, jako nap. na obr. 38. Oblasti subdukce jsou také oblastmi vysoké seismické aktivity charakterizované rozlo-žením zemtesných ohnisek od povrchu až do hloubek 700 km. Maximální hloubka zemtesení indikuje spodní hranici, ve které je litosférická deska ta-vená v plášti ješt schopná kehkých zlom.

Obr. 3.37. asové pásy ureny podle polarit magnetických anomálií.


- 178 (218) -

Obr. 3.38. Vertikální ez obloukem Izu-Bonin v západním Tichém oceánu (vlevo) a vertikální ez Mariánským obloukem. Kroužky oznaují epicentra zemtesení.

3.6.5 Konvekce – zdroj deformací v litosfée?

Mechanismus uvádjící v pohyb kontinenty, vytváející reliéf zemského po-vrchu a tektonickou innost planety, je závažným a starým problémem. Velké množství dívjších pokus vysvtlit tyto jevy nevedlo k cíli; uvažovaly se nap. slapy Msíce a Slunce, odstedivá síla zemské rotace i teorie expandující, kontraktující a pulsující Zem.

Hypotézu, že konvekní proudy tekoucí pod litosférou jsou píinou vzniku pohoí, prvn vyslovil v r. 1839 Hopkins a pozdji v r. 1881 O. Fischer. A. Holmes považoval konvekní proudy pod prakontinentem za píinu jeho roz-dlení a kontinentálního driftu. Vzestupný konvekní proud vyvolává v litosfé-e tenzi a naopak sestupný proud kompresi. Tak interpretoval existenci circum-pacifického tektonicky aktivního pásu a vznik alpsko-himalájského horského pásu.

Konvekce v kapalinách vzniká, když se rozložení hustoty liší od hydrostatic-kého. Vztlakové síly uvádjí kapalinu do pohybu, který se udržuje do nastolení rovnováhy. Nepravidelnosti v rozložení hustoty mohou být v podmínkách zem-ského nitra zpsobovány bu tepelnou nebo chemicko-hustotní nerovnováhou.

H. Bénard experimentáln ukázal, že konvekce ve zvrstvené kapalin nasta-ne,jestliže rostoucí tepelný kondukní tok pevýší jistou kritickou hranici. Bé-nardv experiment pivedl J. W. Rayleigha k formulování podmínky vzniku konvekce. Ukázal, že konvekce v homogenní, nestlaitelné Newtonov kapali-n nastane, jestliže bezrozmrný parametr

Ra = αβαβαβαβgd4/xv (Rayleighovo islo)

pevýší kritickou hodnotu 27ππππ4/4= 658 (αααα je koeficient tepelné roztažnosti, ββββ teplotní gradient, g gravitaní zrychlení, d tlouška vrstvy, K tepelná vodivost, v kinematická viskozita). H. Jeffreys a L. Knopoff ukázali, že Rayleighv vý-sledek platí i pro stlaitelnou kapalinu, jestliže ρρρρ má význam rozdílu mezi sku-teným a adiabatickým teplotním gradientem. V pípad sférické vrstvy vyža-duje spuštní konvekce vyšší kritickou hodnotu, nap. pro sférickou vrstvu s vnjším polomrem 2x vtším než vnitním je kritická hodnota Rayleighova ísla 2380.

Vliv rotace na konvekci popisuje bezrozmrné Taylorovo íslo Ta = (2d2 /v)2. Vliv rotace je podstatný, jestliže Ta> 1. Pro zemský pláš ( = 7,27. 10- 5 rad/s, d = 3 .106 m, v = = 1017 m2/s) je Ta 10-16. To znamená, že zemská rota-ce velmi málo ovlivuje konvekci v plášti, avšak má silný vliv na konvekci v mnohem mén viskózním vnjším jádru.

Základní otázka existence konvekních proud velkých rozmr zasahují-cích celý pláš je pedmtem spor. Požadavek úinného penosu tepla z jádra do svrchního plášt dává základní dvod pro existenci celoplášové konvekce. Rozhodnutí otázky celoplášové konvekce ztžuje velký rozptyl odhad hod-not koeficientu viskozity v plášti. Zdvih Fennoskandinavie po recentním zaled-

GEODYNAMIKA

- 179 (218) -

nní vede k odhadu viskozity 1019 Pa.s pro astenosféru v oblasti štít, v oblasti oceánu se pedpokládá hodnota 1018 Pa.s.

Pro spodní pláš odhadli P. Goldreich a A. Toomre stední viskozitu 5 . 1023 Pa.s. Odhad souhlasí s hodnotou O. Sorochtina 1023 Pa.s. Pro tyto hodnoty viskozity Rayleighovo íslo vysoko pevyšuje kritickou hodnotu, takže celo-plášová konvekce by byla možná a dostaten úinná k udržováni adiabatic-kého teplotního gradientu v plášti, zatímco velké teplotní gradienty jsou v ter-málních hraniních vrstvách (rozhraní jádro-pláš a zemský povrch). D. Mc-Kenzie, W. Munk a G. J. MacDonald odhadli viskozitu spodního plášt na 1025 Pa.s. V tomto pípad by tepelná konvekce ve spodním plášti nebyla možná. Munk a MacDonald analyzovali rovníkové vydutí Zem urené z dru-žicových mení a zjistili, že souasné vydutí odpovídá rychlejší rotaci Zem, asi takové, jakou mla ped 10 mil. lety. Tento jev vysvtlili vysokou viskozi-tou spodního plášt, která nedovolí obnovení hydrostatické rovnováhy rotující-ho tlesa. Výsledky je nutno brát s rezervou, nebo byly odvozeny pro hydro-staticky rovnovážný model Zem, který je málo realistický, ponvadž Zem má mohutné zdroje vnitní energie, zejména gravitaní. Z toho dvodu je vedle tepelné konvekce možná í konvekce chemicko-hustotní. Pro tuto konvekci je Rayleighovo íslo Ra = δρgd3/D4, kde D je koeficient difúze. Pro pláš je od-had Rayleighova ísla chemicko-hustotní konvekce 1017 < Ra < 1034, což o nkolik ád pevyšuje kritickou hodnotu a zajišuje možnost celoplášové konvekce.

3.6.5.1 Konvekce a rotace

Konvekce v plášti a jádru nese s sebou transport látek doprovázený hus-totními zmnami a následkem toho se mní i moment setrvanosti, což vyvolá-vá zmny polohy okamžité osy rotace a zmny rychlosti rotace. asové zmny rychlosti rotace Zem jsou znázornny na obr. 3.40. Interval, ve kterém byla provedena pesná mení, je ke zjištní vlivu plášové konvekce krátký. Rych-lejší zmny rychlosti rotace jsou pravdpodobn zpsobeny konvekcí v jádru, která má vzhledem k nízké viskozit nesrovnateln kratší periody. Celkový klesající trend v rotaci je zpsoben slapovým tením a tením oceán.

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


- 180 (218) -

10-12 rad/s se dostane pipotením hodnoty škály na levé stran k íslu 72921. Šipkami jsou vyznaeny akcelerace rotace (podle Martince a Pe, 1983).

V souvislostí se studiem pohyb paleomagnetických pól se dokonce vyskytují názory, že pohyb zemské rotaní osy mohl být v minulostí znaný, 90° i více. Otázka možností takových posunutí rotaní osy uvnit tlesa zstává stále ote-vená, a problém nebude možno vyešit bez dkladnjší znalosti reologických parametr plášt, ponvadž na nich citliv závisí možný pohyb rotaní osy. Nicmén proces konvekce a s ním spojená hustotní zmny jsou vzhledem k rotací zemského tlesa efektem 2. ádu a pro pedstavu, že by konvekce zpso-bila znanjší pohyby rotaní osy, nutn doprovázené ztrátami energie rotace spotebované na petváení rovníkového vydutí, nejsou žádné fyzikální dvo-dy. Je pravdpodobné, že konvekce mže zpsobovat pohyb rotaního pólu po kvazistacionární dráze blízké souasné poloze pólu.

3.6.5.2 Zdroje energie konvekce

Primárním zdrojem energie konvekce je gravitaní energie planety. Vývoj planety prošel stadiem rovnomrného rozložení látek a v prbhu dalšího vý-voje trvajícího 4,6.109 let probíhal proces gravitaní diferenciace látek spojený s tvoením tžkého jádra. Gravitaní energii procesu je možno urit jako rozdíl gravitaního potenciálu rovnomrného rozložení látek a gravitaního potenciá-lu odpovídajícího souasnému látkov diferencovanému stavu. Energie se od-haduje na (1,5 ~2,0) .1031 J. Proces utváení jádra planety není ješt zcela dovr-šen, podle nkterých model probhla diferenciace jádra z 86%.

Dalším energetickým zdrojem je radianí teplo. K nmu pispívá 238U pi-bližn 13%, 235U 79%, 232Th 4% a 4K 4%; celkové množství uvolnného tepla je v souasné dob 1,13.1013 W. Za dobu existence Zem se uvolnilo 0,41 . 1031 J radianí energie.

Dalším energetickým zdrojem je energie slap Msíce a Slunce. V dsledku slapového teni dochází k zpomalování rotace Zem a ke vzdalování Msíce. Celkový výkon slapového tení se odhaduje na 2,7 . 1012 W. ást výkonu disi-puje v oceánech a ást v zemském jádru, ztráty v plášti jsou zanedbatelné.

Pro konvekci v plášti má základní význam teplo pivádné z jádra do plášt. Je nutno uvažovat teplo ochlazování jádra, které za dobu existence Zem iní 2,2.1029 J, latentní teplo uvolnné pi procesu narstání pevného vnitního já-dra 1,0.1029 J a teplo odvozené od gravitaní diferenciace na hranici pláš-jádro 0,4. 1029 J. G. M. Jones uvádí spodní mez tepelného výkonu protékajícího hranicí jádro- pláš 2,9 . 1012 W.

3.6.6 Konvekce v plášti a gravitaní pole

Rozdlení konvekních proud v plášti se nutn zobrazuje do detailní struk-tury gravitaního pole Zem a ovlivuje tvar geoidu, obr. 3.26. Tvar geoidu je ovlivnn rovnž hustotními zmnami souvisejícími s polymorfními fázovými pechody ve svrchním plášti, které závisejí na tlaku a teplot, a hydrodynamic-

GEODYNAMIKA

- 181 (218) -

kými a termodynamickými podmínkami v hraniní vrstv na rozhraní pláš-jádro. Jednotlivé vlivy psobí aditivn a jejich separace je obtížný problém.

S. K. Runcorn odvodil vztah mezi parametry gravitaního pole a rozložením naptí vznikajícím na spodku litosféry viskózním tením horizontální složky konvekních proud v plášti. Vyšel z modelu plášt jako viskózní Newtonovy kapaliny a poítal konvekci v plášti. Neuvažoval vliv Coriolisovy sily a inerci-álních sil, tj. vyšel z rovnice

- .= - p + g

a z pedpokladu, že rychlost v se dá vyjádit ve tvaru v = - p x (r x W), kde funkce W souvisí s gravitaním potenciálem a dá se tedy vyjádit pomocí Stokesových konstant popisujících gravitaní pole, znaí viskozitu. Stokeso-vy konstanty se urují pomocí družicových a gravimetrických mení.

Obr. 3.40. Rozložení horizontálního naptí na spodní hranicí litosféry. Krom šipek znázorujících smr a velikost horizontálního naptí jsou silnými arami znázornny hranice litosférických desek (podle Martince a Pe, 1983)..

Výsledná horizontální naptí psobící na spodku litosféry se vyjadují rovnž pomocí Stokesových konstant. Z. Martinec a K. P provedli výpoet globální-ho pole naptí, které je znázornno na obr. 3.40. Z rozložení naptí je zeteln patrná souvislost s tektonickou inností, hlavn se subdukcí nap. v oblasti ti-chooceánského pobeží Jižní Ameriky, Velkých Antil, podél západní ásti cir-cumpacifického pásu.

Podstatné je, že každé litosferické desce neodpovídá jedna velká konvekní buka, ale systém nkolika menších.

Desky by se pohybovaly po sférickém povrchu astenosféry vlivem moment sil na n psobících, pokud by byl výsledný moment sil nenulový. Po dosažení rovnováhy by pohyb desek ustal za pedpokladu, že systém desek je na kulo-vém povrchu uzavený. To však není pípad litosférických desek, ponvadž v oblastech subdukce dochází k vzájemnému podsouvání. Následkem toho se divergentní hranice mezi deskami otevírají a magmatické látky astenosféry vystupují smrem k povrchu. Pvodní, velmi zjednodušená pedstava deskové tektoniky byla taková, že divergentní hranice koincidují s jazyky výstupných konvekních proud. Obr. 3.40 odvozený z reálných mení nasvduje tomu, že situace v oblasti stedooceánských hbet je složitjší. Pole konvekních proud pod litosférou je velice lenité a je spojeno se siln nehomogenním


- 182 (218) -

rozložením nejen horizontálních složek naptí (obr. 3.40), ale i radiální složky naptí v astenosférickém magmatu. Jak je patrno z rozložení naptí, nesouhlasí vzestupné vtve konvekních proud s polohou stedooceánských hbet.

Oceánské hbety se jeví ve svtle tchto sil spíše jako efekt "stíkající fontány" magmatu vytlaovaného na divergentní hranici z astenosféry, než jako dsle-dek výskytu vzestupné vtve konvekní buky nalézající se pímo pod oceán-ským hbetem. Pro model "stíkající fontány" svdí rovnž existence trans-formních zlom vzniklých petržením stedooceánského hbetu, piemž ob daleko dislokované ásti hbetu produkují nové oceánské dno. Odpovídající dislokace v konvekním vzestupném proudu látky s relativn nízkou viskozitou nejsou možné.

3.6.6.1 Konvekce a tektonická aktivita

Hlavní tektonické procesy na povrchu Zem (kontinentální drift, stáí oceánského dna, celosvtový systém rift a subdukní oblasti) pímo souvisejí s konvekními proudy v plášti a pochopiteln také s procesem tvoení zemské-ho jádra. Na základn toho se definuje tektonická aktivita n(t) jako íslo, které vyjaduje relativní ást hmoty plášt, která prošla procesem diferenciace na povrchu jádra, tj. d(nMm)/dt = (M/Mm(dMe/dt) (Mm, Me je hmotnost plášt a jádra M = Mm + Me),

V prvním piblížení lze psát n/t = -l/q. kde q je doba trvání 1 cyklu, tj. doba, za kterou se uskutenila diferenciace v jáde veškeré hmoty plášt. S. K. Runcorn prvn vyslovil pedpoklad, že geologicky zjištné cykly tektonické aktivity jsou identické s konvekními cykly v plášti. G. Gastil a R. Dearnley našli maxima tektonické aktivity 2,5. 109 let, 1,8. . 109 let, 0,95 . 109 let a (0,3 - 0,4). 109 let . Poslední maximum spadá do období formování Pangey (kaledon-ské vrásnní). Je pravdpodobné, že období zvýšené tektonické konvekce, sou-visí nap. se zmnou potu celoplášových konvekních bunk.

Teorie narstáni moského dna a litosférických desek je prvním jednotným výkladem dležitých geofyzikálních jev (geografické rozložení zemtesných ohnisek, hloubkový dosah zemtesení, struktura magnetických anomálií oce-ánského dna, pohyb paleomagnetických pól, specifické rysy rozdlení tepel-ného toku) a geologických jev (vznik pásemných pohoí, ostrov nich oblouk a oceánských píkop, geografické rozdlení vulkanické inností, stáí moské-ho dna). Teorie narstání moského dna a teorie litosférických desek vysvtlují pozorované jevy z geografického a kinematického hlediska. Dopluje je teorie konvekce v plášti, která poskytuje jednotný dynamicko-energetický výklad pohyb.

Zdrojem tžkostí pro lepší poznání plášové konvekce je nedostatená znalost viskozity a rychlosti deformace látek v plášti. Dlouhé asové intervaly - (106 - 109) let vyluují experimentální možnosti a k dispozicí jsou pouze nepímá pozorování. Pesnjší poznání reologických vlastností zemského plášt by ote-velo cestu k ešení souasných problém geodynamiky. Jsou to nap. dynami-ka rotace a pohyb zemské rotaní osy v tlese, dynamická teorie slap pevné Zem a rozložení teploty v plášti.

GEODYNAMIKA

- 183 (218) -

3.6.7 MOHO vesrus zemská kra

Zhruba do r. 1960 byla pokládána Mohoroviiova diskontuita (MOHO) za ostré petrografické rozhraní mezi zemskou krou a svrchním pláštm, projevující se skokem v rychlostech P-vln z hodnoty 6,8 – 7,2 km/s na 8,0 – 8,2 km/s charakteristické pro svrchní pláš. Pod kontinenty jsou udávány pr-mrné hloubky MOHO 35 km, pod vysokými horami až pes 60 km, v souhlase s Airyho izostatickou teorií, výjimku tvoí Colorado Plateau a ást And. V oceánických pánvích je prmrná hloubka 11 km, z toho pipadá 1 km na sedimenty, 5,3 km na kru a zbytek na vodu; profil pes ostrovní ob-louk a píkop vykazuje v úzkém pruhu prohloubení na asi 30 km. MOHO roz-hraní je celosvtový jev.

Ve stední Evrop se jako anomální ást MOHO považuje jeho relativn nízká úrove (22km) v prostoru Panonské pánve (obr. 3.41). Dobrá korelace s anomálním tepelným tokem a vysokou úrovní hranice litosféra-astenosféra se považuje za dsledek nedávné subdukce v této oblasti.

Výsledky explozivní seismiky (podzemní nukleární výbuchy), která se zaala široce používat po r. 1960 však ukázaly, že tento jednoduchý obraz je nutno ponkud upravit. Zjistilo se, že svrchní pláš je heterogenní. Vyplynulo to nap. z toho, že pro východní ást USA byly nameny rychlosti Pn pes 8,3 km/s, avšak pod hornatou západní ástí kleslo Pn na 7,7 km/s. Nízké rychlosti Pn byly též zjištny pod ostatními tektonicky aktivními oblastmi, vetn ost-rovních oblouk a stedooceánských hbet. Krom toho existují tektonicky nestabilní prostedí, v nichž jsou vrstvy hornin s rychlostmi P-vln o rychlos-tech 7,2 až 7,7 km/s, což jsou hodnoty ležící pímo mezi rychlostmi obvykle se vyskytujícími v dolní ásti kry a ve svrchním plášti. V takovémto prostedí nelze MOHO jednoznan definovat; vrstvy s tmito pechodnými rychlostmi byly oznaovány bu jako anomální spodní kra, nebo anomální svrchní pláš nebo jejich kombinace.


- 184 (218) -

Obr. 3.41. Mapa MOHO diskontinuity (mocnosti zemské kry – Posgay , 2006)

V souasné dob definujeme kru obvykle jako svrchní slupku litosféry nad MOHO. MOHO je definováno jako vrstva, uvnit níž rychlost P-vln rychle nebo dokonce skokem narstá z hodnot, které mla v ke a to na hodnoty pes 7,7 km/s. Vrstva MOHO je rzn mocná; pod ástmi Pacifického oceánu je pouze 0,1 km, v ad oblastí pod stabilními kontinenty 0,5 km, avšak pod n-kterými oblastmi dosahuje mocnosti 5 i více km. Bylo též zjištno, že hornino-vé vrstvy s rychlostmi 7,2 až 7,7 km/s (díve považované za anomální) jsou obvyklým jevem pro tektonicky aktivní oblasti.

Podle výsledk získaných v Rusku pomocí hlubinného seismického sondování jsou tyi typy zemské kry; kontinentální, oceánická, subkontinentální a suboceánická (poslední dva typy leží v prostoru kontinentálních okraj). MO-HO je zeteln u všech typ kry s výjimkou subkontinentální, kde je velká mocnost materiálu s rychlostmi 7,6 až 7,8 km/s, který se u jiných typ nevy-skytuje.

Všimnme si nyní rychlostí seismických vln v rzných geologických proste-dích. Pro každé prostedí jsou uvádny 4 sloupce indikující hloubky, v nichž se mohou vyskytnout rychlosti odpovídající

svrchní ke (4,5 – 6,5 km/s),

spodní ke (6,5 – 7,2 km/s),

3. anomální ke nebo anomálnímu plášti (7,2 – 7,7 km/s) v tektonicky aktiv-ní oblasti, 4. svrchním plášti (7,8 – 8,5 km/s).

GEODYNAMIKA

- 185 (218) -

Podle názor, které vyslovili Drake a Nafe, má horninový materiál s anomálními rychlostmi (7,2 – 7,7 km/s) pechodné vlastnosti, reprezentuje pírstky kry z plášt bhem orogenetického procesu. Produkce nebo vytráce-ní tohoto materiálu v závislosti na promnných podmínkách v hloubce mže být píinou nadzvedávání nebo klesání a zmn mocnosti zemské kry. Jako nejpravdpodobnjší pechodný materiál považují uvedení autoi takový mate-riál, který je v pímém vztahu ke gabro-eklogitovému fázovému pechodu.

MOHO bývá považováno za hladinu, vyznaující se chemickou diskontinuitou, vyjádenou dvma rozlinými typy hornin.V souasné dob však získává na oblib hypotéza, že MOHO je fázové rozhraní mezi gabrem z kry a jeho che-mickým ekvivalentem ve svrchním plášti. To má i své tektonické dsledky. Jestliže totiž dojde ke zmnám tlaku nebo teploty v hloubce oblasti fázového pechodu, má to za následek výzdvih nebo pokles zemského povrchu.

Ve prospch koncepce, že MOHO je chemickou hranicí, hovoí to, že velmi dobe vyhovuje petrogenetickým požadavkm. Ultrabazický peridotit v plášti je parciáln roztavován a takto vzniká bazický materiál pro vulkanické erupce. Parciální roztavování hornin svrchního plášt je pravdpodobnjší než úplné roztavování (problém tepla), které by bylo nutno pedpokládat, kdyby svrchní pláš byl složen pevážn z bazaltického materiálu ve form eklogitu.

Proti MOHO jako chemické hranici vznesl G.C.Kennedy tyto námitky:

Souasná ztráta tepla ze Zem vyžaduje, aby radioaktivní materiál byl souste-dn v ke a ve svrchním plášti. Protože s bazicitou hornin ubývá radioaktivity, mly by kontinenty mít vtší tepelný tok než oceány. Jak jsme však uvádli již výše, je tepelný tok na kontinentech i oceánech stejný. Tato situace by snad mohla být vysvtlena, kdyby pod oceány ml svrchní pláš bazické složení (eklogit) namísto peridotitu.

Je problematické, zda by mohla vydržet chemická diskontinuita mezi bazaltem a peridotitem po dobu ádov 109 let, aniž by byla geologickými pochody za-hlazena.

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


- 186 (218) -

Na obr. 3.42 uvádíme 4 modely, které se používají pro MOHO jako dlící chemické hranice. Pro zemskou kru je použit dvouvrstevný model, i když všude nemusí platit; hranice mezi svrchní a spodní ástí kry je rovnž che-mická. MOHO je vyznaeno arou 1 km tlustou, ímž má být znázornna jeho promnná mocnost.

Obr. 3.43. Dva modely MOHO jako zóny fázového pechodu. Horniny nad a pod MOHO jsou chemicky identické.

Pro MOHO jako hranice fázového pechodu je uvedena na obr. 3.43 dvma modely. Situace je rovnž zjednodušená, protože nap. mezi gabrem s hustotou 3,0 g cm-3 a eklogitem s hustotou 3,4 až 3,5 g cm-3 je další pechodná fáze granátický granulit s hustotou 3,2 g cm-3 a plagioklasový eklogit s hustotou jen o málo nižší než konená fáze eklogit (bez plagioklasu). Zmínná dv hustotní rozhraní mohou tedy znamenat souasn rozhraní seismická. Model uvádjící tžší eklogit (3,5 g cm-3) nad lehím peridotitem (3,3 g cm-3) se jeví gravita-n jako nestabilní.

Problém MOHO je velmi složitý a hypotézy mohou být ovovány pouze po-mocí laboratorních pokus, které nemohou nikdy pln napodobit pírodní podmínky (zejména as). Proto není divu, že problému je široká diskuse s asto protichdnými závry. Zdá se však, že pro celou Zemi neplatí jednotný model MOHO. Pod stabilními kontinentálními krami se jeví MOHO jako ostrá hranice, což spíše odpovídá chemické hranici, kdežto gabro-eklogitový pe-chod je pravdpodobný v nestabilních oblastech (rychlost 7,2 – 7,7 km/s), kde probíhá ve vrstv nkolik km mocné.

3.6.7.1 ZEMSKÁ KRA

Struktury uvnit zemské kry mohou být ureny pomocí seismických, tíhových a magnetických mení. Seismika zjišuje fyzikální vlastnosti hornin a lokalizuje fyzikální diskontinuity uvnit kry. Gravimetrie sama nemže ešit jednoznan profil zemskou krou, avšak v kombinaci se seismikou mže dát velmi dležitý obraz o rozložení hustot. Pozemní magnetické anomálie jsou siln ovlivnny pípovrchovými zdroji, jejichž vliv je však zanedbatelný u vhodn volených aeromagnetických mení; aeromagnetometrie je pak vhod-nou metodou pro rozlišování velkých strukturních jednotek, jako jsou štíty a zvrásnná pohoí rzného stáí.

GEODYNAMIKA

- 187 (218) -

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

Strukturní modely zemské kry .

Nejjednodušší strukturní model je jednovrstevný. Používá se pi izostatických úvahách. Pro celou kru se volí jedna, prmrná hustota.

Obr 3.44. tyi rychlostní rozsahy odpovídající 1. svrchní, 2. spodní ke, 3. anomální ke nebo plášti, 4. svrchnímu plášti (podle C.L. Drake aj.E. Nafe, 1968)

Seismická mení bývají interpretována modelem dvojvrstevným, s vrstvou granitickou a bazaltovou, které jsou od sebe oddleny Conrádovou diskontinui-tou.

Ruští seismologové dávají ped tímto modelem pednost modelm složitjším (obr. 44), ale souasn též reálnjším geologicky. Na základ rychlostních pro-fil interpretují v rzných podmínkách kru rozdíln. Vrstevnatý model Zem doplují dvma vrstvami o snížené rychlosti, jinde naopak zjistili vrstvy o rychlosti vyšší. Jsou-li dva sousední rychlostní profily rozdílné, pak je kra interpretována pomocí blok (obr. 3.44).

Na základ geofyzikálních parametr rozeznáváme dva typy kry i litosféry, oceánickou a kontinentální a dva typy plášt, stabilní a nestabilní. Na tomto základ provedl Brune (1969) tektonickou klasifikaci zemského povrchu, v níž vydlil 4 hlavní skupiny, které uvádíme v tabulce.


- 188 (218) -

3.6.7.2 Profily zemskou krou

Na základ seismických mení a hlavn hlubinné seismické sondáže (HSS) a dále tíhových a magnetických mení byly konstruovány profily (ezy) zemskou krou. Jako píklad uvádíme ez mezi ruskou kontinentální platfor-mou a Východními Karpaty na obr. 11. Kra je vrstevnatá, rozlenná hlubin-nými zlomy, které umožují souvislost MOHO. Místy udávají rychlosti seis-mických vln, že MOHO mže být až 5 km tlustá.

Zcela nový obraz poskytují reflexní seismické profily s delší dobou registrace . Na ukázce je trans-Apeninnský profil zachytávající velmi složitou stavbu lito-sféry mezi Apeninami a Sardinii (Obr. 3.45). Zeteln je patrný rozsah a de-formace celého alpinského orogénu, vetn „detachmentu“ (oddlení vrchno-korových ástí) i ástí pvodn subdukující desky.

Z oblasti oceán uvádíme starší profil na obrázku 3.46 a to ez krou Atlan-tického oceánu v rovníkové oblasti. Na dalším obrázku (obr. 3.47) jsou uvede-ny 3 z možných interpretací stedoatlantského hbetu, které všechny vyhovují tíhovým anomáliím a výsledkm refrakní seismiky.

Obr. 3.45. Komplexní geologi-cký ez napí Apeninami podle firemních mate-riál AGIP. V prostoru Tyrrenej-ského moe vystupuje asteno-sféra do nejvyš-ších ástí litosféry a korová ást je ztenená na minimum.

GEODYNAMIKA

- 189 (218) -

Obr. 3.46. ez krou Atlantského oceánu (podle D.E.Karig 1970)

Obr. 3.47. Ti z ady možných interpretací Bouguerových anomá-lií (anomální pláš byl uren seismicky) pes sev. ást stedoatlant-ského hbetu. (Podle Talwani et al. 1965)

Tabulka 9: Tektonická klasifikace zemského povrchu

Typ kry Tektonická charakte-ristika

Moc-nost kry (km)

Pn

(km/s)

Tepel-ný tok ( kal/cm2s)

Bou-guero-vy anomá-lie (mgl)

Geologické projevy

1. Kontinentální kra nad stabilním pláštm

štíty stabilní až velmi sta-bilní

35 – 38 8,2 – 8,3

0,7 – 1,2

-10 až -40

málo sediment, výchozy batolit prekambrického stáí

2. Kontinentální kra nad nestabilním pláštm

orogenetic-ké oblasti

velmi sta-bilní

30 - 55 7,8 – 8,0

pro-mnný

(0,7 – 2,5)

-200 až

-300

recentní zlomy, vul-kanismus a intruze, vertikál. pohyby, velké prm. pevý-šení


- 190 (218) -

ostrovní oblouky

7,4 – 7,8

pro-mnný

(0,7 – 4,0)

-50 až

+ 100

intenzivní vulkanis-mus, zlomy, vrásnní

3. Oceánická kra nad stabilním pláštm

oceánický basen

velmi sta-bilní

11 8,1 – 8,2

1,3

+250 až

+350

tenká vrstva sedi-ment, lineární ma-get.anomálie

4. Oceánická kra nad nestabilním pláštm

oceánické hbety a pí-kopy (neby-ly dosud dosta-ten proz-koumány)

nestabilní 10 7,4 – 7,6

vysoký a pro-mnný

1,8 – 8,0

+200 až

+250

Aktivní bazal-tický vulka-nismus, málo nebo žádné sedimen-ty

V roku 2000 byla korová ást litosféry byla promena v rámci celosvtového projektu CELEBRATION. Byla získána sí seismických profil, které umož-ují pomrn detailn studovat rychlostní pomry a charakteristiky až do hloubky cca 60km. V souasnosti se objevují prvé výsledky a lze oekávat urité zpesnní nejen informací o fázových zmnách na MOHO, ale i o sted-ních úrovních litosféry. Ukázka jednoho z promených profil pes východní Karpaty je na obrázku 3.48.

Existují i oblasti velmi problematické z hlediska rozlišení typu struktury, a to pes to, že v dané oblasti jsou dispozici komplexní a z hlediska plošného i vel-mi „husté“ datové podklady. Napíklad stále se vede spor o tom zda rift Mrtvé-ho moe je skuten – rift, anebo transkurentní systém, který írí pohyb Arab-ské litosferické desky. Na obrázku 3.49 je litosférický ez napí touto struktu-rou. Na povrchu je zetelný grábenová propadlina a na stovky kilometr je sle-dovatelná hrana hlavního zlomu (master fault). V celé zón se objevují obrov-ské masy druhohorního až kvartérního bazaltoidního vulkanismu což dokládá, že daná oblast byla po celou dobu jednou z nejdynamitjších struktur v této oblasti.

Pozornost a pro porovnání se stavbou Západních Karpat mže sloužit seismic-ký profil protínající centrální ást Alp (obr. 3.50).

GEODYNAMIKA

- 191 (218) -

Obr. 3.48. Seismický ez CEL05 z projektu CELEBRATION 2000 (z mate-

riál ELGI).

Obr. 3.49. Tektonické schéma a litosférický profil pes oblast tektonického systému Mrtvého moe. Na povrchu je zetelný grábenová propadlina a na stovky kilometrú je sledovatelná hrana hlavního zlomu (master fault)


- 192 (218) -

Obr. 3.50. Interpretovaný seismický profil pes centrální ást dokumentu-je kolizní stav po likvidaci oceánu Tethys a následné kolizi typu kontinent-kontinent mezi Euroázijskou a Africkou deskou.

3.6.8 Rozhraní litosféra - astenosféra

Rozhraní litosféra-astenosféra se v souasnosti považuje za nejvýznamnj-ší z hlediska dynamiky litosféry. Výše je ukázano, že veškeré silové vlivy vy-chází z astenosféry, vetn generování tepla a výstupu magmat z hloubek až 900km (kimberlity, karbonatity).

Výzkum tohoto rozhraní vychází pedevším ze seismologických a magnetote-lurických dat. Výzkum anizotropie litosféry je založen na výzkumu reziduií seismických vln, které pi prchodu nehomogenitami se zpožují (obr. 3.51).

Obr. 3.51. Schéma znázorující prchod a zpoždní seismické vlny pes

oblast anomálních rychlostí v litosfée.

GEODYNAMIKA

- 193 (218) -

Na podobném principu, avšak s vtší hustotou registraní sít jsou založeny tomografické výzkumy litosféry. Na základ tchto dat je pak možno pomrn dobe stanovit nejen lokalizaci tchto nehomogenit, ale i jejich rozsah. Ukáz-kou mže byt Spakmanv model litosféry v prostoru Karpat (obr. 3.52).

Obr. 3.52. Tomografický záznam na profilu pes Alpsko-Karpatské oro-

génní pásmo (podle Spakmana, 1997). A) plošný ez na hloubkvé úrovni 600km; B) vertikální ez zachycuje vertikální nízkorychlost-ní prostedí pod

oblastí Vrancea a centrální ástí Panonské pánve

Pro každý orogén je sestavena ada geologicko-geofyzikálních litosférických profil sestavených ze všech dostupných dat. Píkladem mže být sestavený transkarpatský litosferický profil (Obr. 3.53) podél seismického a magnetotelu-rického profilu 2T. Celý profil byl verifikovaný na základ tíhových a magne-tických údaj.

3.6.8.1 Litosféra – a kde jsou problémy?

Položíme li si otázky – Co je to litosféra? Co si pod tím umíme pedsta-vit? Jak a ím je spodní ást kry tvoena a formována? Nebo jaká bude další orientace výzkumu princíp globální tektoniky desek zjistíme, že odpov najdeme v doposud publikovaných modelech a laboratorních experiment. Ze studia celé problematiky dynamiky litosféry, zjistíme, že se vtšinou odvozují a penáší rzné modely a hypotézy z oblasti do oblasti, nkdy z neznalosti všech existujících dat, nebo bez ohledu na skutené poznatky. To mže na uritou dobu deformovat úsilí a výsledky dalších expertních skupin.

Deskový tektonický model byl pozoruhodn úspšný ve zhodnocení kinemati-ky povrchových ástí litosféry. Klíovým prvkem deskové tektoniky je popsání rigidní skoápky litosféry, rozdlením na jednotlivé desky, urení kinematic-kých parametr jedné desky vi druhé, poznání konvekních mechanism.


- 194 (218) -

Obr. 53. Litosferický model sestavený na základ komplexní interpretace geofyzikálních a geologických dat podél seismického profilu 2T (Pospíšil, 2004).

Podle existujících model popsaných výše, litosferické desky jsou ovlivovány procesy odehrávajícími se v oceánech; pod oceánickými hbety a ponáejícími se ástmi pod kontinenty resp. ostrovními oblouky na subdukních zónách.(La Pischon et al.,1988; Dewey, 1972). Proto se litologické a petrografické charak-teristiky litosféry považují za hlavní prvky pro pochopení dynamických proce-s vnjších ástí Zem.

Pro studium a analýzu podmínek v litosfée se využívají rzné kritéria, které umožují definovat elastické a flexurální vlastnosti litosféry, odvodit a poítat z povrchových zmn deformace do úrovní mocnosti 20 – 30km, analyzovat tepelné pomry v litosfée do 100km, zjišovat pechodové zóny spojené s nízkorychlostní vrstvou (LZV – Low velocity zone) nebo vysokovodivostním rozhraním (HCZ – High conductivity zone). Tyto zóny je možno sledovat až do nejspodnjších ástí astenosféry. Pitom LZV je všeobecn považována, možná však nepesn, za identifikaci hranice litosféra – astenosféra.

Pedpoklad dvojice vrstev, vrchní mechanicky pevnjší, rigidnjší v podloží s plastickou vrstvou je základnem teorie tektoniky desek. Neexistuje však všeo-becný souhlas s fyzikální podstatou proces odehrávajících se v jejich hrani-cích. Podstata fyzikálních charakteristik spodní ásti litosféry zstává rovnž neobjasnna. Pozorování základních parametr seismických vln a magnetote-luriky nedovolují detailní vertikální rozlišení potebné pro dkladné poznání dynamiky v této úrovni. Ob metody poskytují nepímé fyzikální parametry a umožují pouze odhadovat procesy a struktury v litosfée a hledat jejich kore-laní vztahy (obr. 3.54). Zmínná aplikace tomografie na „prosvícení“ kon-krétních oblastí a úrovní vzbuzuje velkou nadji a optimismus.

GEODYNAMIKA

- 195 (218) -

Obr. 3.54. Závislost mezi zjištnými hloubkami vodivostních rozhraní te-pelným tokem v oblasti Panonské pánve (podle A. Ádám, 2006)

3.7 KONTINENTÁLNÍ DRIFT

Když byly v 17. a 18. století dostaten pesn zmapovány obrysy kon-tinent, poukazovali nkteí uenci (nap. Francis Bacon 1620) na podobnost tvaru kontinent uzavírajících Atlantský oceán. V prbhu 19. století byla shromáždna ada objev, ukazujících, že na protilehlých stranách oceán jsou na nkolika místech identické horniny, fosilie atd. Vážný pokus o vysvtlení všech tchto podobností pomocí driftu kontinent uinil r. 1910 F.B.Taylor a po nm r. 1915 A. Wegener. Jeho publikace „Vznik pevnin a oceán“ doznala sice znané popularity, širokou geologickou veejností však uznána nebyla.

Wegener pedpokládal, že v karbonu tvoily všechny kontinenty jediný super-kontinent, který nazval Pangea. Bhem jury se tento superkontinent zaal roz-štpovat. Jižní kontinenty se pohybovaly bu na západ nebo k rovníku nebo obojí. K rozdlení jižní Ameriky a Afriky došlo v kíd (ped 70 miliony roky). Wegener pedpokládal, že kontinenty byly uvedeny do pohybu silami souvise-jícími s rotací Zem. Bloky lehkých granitických hornin prorážely si cestu tž-šími bazalty oceánického dna jako gigantické lodi, vytváejíc za svou „zádí“ nové oceány. Tak vznikl Indický a Atlantský oceán.

Mobilistická i driftová koncepce vyvolala velký odpor u tzv. stabilist i fixist. Jedna fixistická teorie pedpokládala, že pvodn žhavá Zem pi ochlazování zmenšovala svj objem a tak vznikly tangenciální síly, které vy-vrásnily pohoí. Naproti tomu jiná teorie uvažovala rozpínání zemského tlesa, pi nmž došlo k roztrhání pvodn souvislé kontinentální kry a ke vzniku oceán. Ruský geolog Blousov propaguje teorii bazifikace pvodn souvislé statické kry, ímž dochází k rstu oceán na úkor kontinent.

Oponenti kontinentálního driftu vedení význanými geofyziky, jako Harold Jeffreys, argumentovali proti Wegenerov teorii hlavn to, že postrádá dosta-tené vysvtlení píiny driftu a dále to, že fyzikální vlastnosti Zem nedovolu-


- 196 (218) -

jí horizontální pohyby kontinent. Vznesené dvody byly tak závažné, že Wegenerova teorie tém zapadla v zapomenutí.

Je ironií osudu, že to byli geofyzikové, kteí bhem posledních 20 let získali nové poznatky (zejména v magnetismu, paleomagnetismu a seismice), které nejen oživily myšlenku kontinentálního driftu, ale daly jí i nový fyzikální vý-klad.

Znovu byla studována tvarová podobnost kontinent, tentokrát pomocí poí-ta. Srovnávány byly nejdíve pouze jednotlivé skupiny kontinent. Jako nej-výhodnjší hraniní ára mezi nkterými kontinenty vychází linie v hloubce 1 km, pro jiné 2 km. Shoda je dokonalá. Tak nap. mezi Afrikou a Jižní Ameri-kou se projevil nejvtší pekryt pouze 270 km a to v delt eky Niger, což lze vysvtlit recentním pírstkem kontinentu nánosy z eky.

R. 1970 provedl R.S.Dietz a J.C.Holden novou geometrickou a geologickou rekonstrukci superkontinentu Pangea a pohyb jeho ástí tak, jak je pedpoklá-dá driftová teorie (obr. 3.55).

Uvažování stáí hornin pomocí radioaktivních izotop umožnilo provést srov-nání kontinent podle stáí hornin. Na obrázku 56B,H jsou na kontinentech (v jejich poloze ped driftem) zakreslena území se stáím nad 1700 mil.let. Zdá se, že se koncentrují do dvou celk, které bychom mohli ztotožovat s jádry Laurasie a Gondwany, i pvodními kontinentálními kratony. Jednotlivé krato-ny jsou obklopeny a vzájemn od sebe oddleny mladými horskými pásmy. Kontinentální drift nastal zhruba ped 200 mil. let. Co bylo ped tím, nevíme. Ze studie uvedené na obr. 56 však nkteí autoi soudí, že je nepravdpodobné, že by v období mezi 200 mil. až 1700 mil. let došlo k rozštpení starých kra-ton na ásti a k jejich novému nahlouení do pvodní vzájemné polohy. Drift celých kraton však lze pedpokládat a tím, že se ped 200 mil. let k sob pi-blížily poprvé, aby vytvoily Pangeu.

Pro peddriftovou souvislost kontinent se uvádí celá ada kritérií geologic-kých, paleontologických i paleomagnetických. Tak nap. pro Gondwanu, tj. pvodní prapevninu (zahrnující dnešní Jižní Ameriku, Afriku, Indii, Austrálii a Antarktidu) jsou to zejména svrchnokarbonské zalednní (obr. 3.55D), pre-kambrické tektonické struktury, paleontologické nálezy glossopteridové flóry na pevninách jižní polokoule a nálezy plaza rodu Lystrosaurus triasového stáí (obr. 3.55C-H), v Antarktid. Je tžko pedstavitelné, že zalednní nebo paleontologické nálezy se souasn nalézaly v tak rozdílných zempisných šíkách, jako má dnešní Indie a Antarktida, i aby zvíata (ješti) velká jako ovce (Cynognatus, Mesosaurus, Lystrosaurus) se rozšiovala pes rozsáhlé vodní plochy.

Zcela nezávislé údaje o driftu poskytuje paleomagnetismus . Vhodn vybrané vzorky hornin rzného stáí ukazují, že smr jejich remanentní magnetizace je jiný, než kdyby byly namagnetovány v dnešním magnetickém poli Zem. Mezi inklinací I a geomagnetickou šíkou (geomagnetická a zempisná šíka jsou velmi pibližn totožné) platí vztah

tg I = 2 tg

GEODYNAMIKA

- 197 (218) -

Obr. 3.55. Wegennerem provedená rekonstrukce kontinent a souasné rozlo-žení hlavních litosférických desek. Nálezy paleozoických až triasových zka-menlin (C až H).Jádro Gondwany a Laurasie tvoí horniny starší než 1700 mil. let (H); Smry pohyb ledovc, paleomagnetický pól a hranice zalednní ve svrchním karbonu (I).

Ze smru vektoru remanentní magnetizace lze též urit smr ke geomagnetic-kému pólu. Z daných údaj lze tedy rekonstruovat polohy paleopól pro jed-notlivá geologická období vzhledem k dnešní geografické síti. Posun pól m-že být zpsoben:

1. pohybem ástí nebo celé zemské kry vi nemnné poloze magnetic-kého pólu (pop. nemnné ose rotace Zem;

2. pemísováním magnetického pólu vzhledem k nemnné poloze zem-ské kry.

Prvé ucelené paleomagnetické výsledky, konkrétn - vektory remanentní mag-netizace platící pro Sev.Ameriku, Evropu, Indii a Austrálii byly získány v 70 letech (Blackett et al., 1969). Poátek vektoru je posunut vždy do odpovídající paleomagnetické šíky, smr nebyl upraven. Kdyby se s asem mnila poloha magnetického pólu, musely by být ve stejném ase u všech kontinent zmny zempisné šíky stejné a vektory by mly (na globu) smovat do stejného mís-ta. To však neplatí. Je tedy nutno pedpokládat, že kontinenty mnily svoji ze-mpisnou šíku a natáely se samostatn. Zmny zempisné délky nelze uro-vat.V souasné dob se astji zobrazují výsledky paleomagnetických mení tak, že do souasné grafické sít s kontinenty zakreslujeme paleomagnetické póly, které spojujeme plynulou arou, aby bylo vidt jak se jejich poloha mni-la. Na obrázku 3.56 jsou zobrazeny paleomagnetické vektory kídových až miocénních hornin v prostoru Karpat.


- 198 (218) -

Obr. 3.56. Paleomagnetické vektory kídových až miocénních hornin v prostoru Karpat. Mapa je doplnna o magnetické anomálie zdroj v pedterciérním podloží a tetihorních vulkanit (Nemok et al., 2006).

3.8 TEKTONIKA LITOSFÉRICKÝCH DESEK

Teorie kontinentálního driftu a rozpínání moského dna byly základními kameny pro koncepci tektoniky litosférických desek (plate tektonics), která je novou globální tektonikou . Tato teorie pedpokládá, že povrchová ást Zem se skládá z nkolika rigidních blok, které jsou ve vzájemném relativním pohybu (obr. 3.57). Bloky sahají do hloubky kolem 100 km a klouzají po aste-nosfée.

Vlastní teorie tektoniky litosférických desek se vyvinula tedy z pedstav nars-táni moského dna a její základní koncepci navrhli D.P. MacKenzie, R. L. Par-ker a W. J: Morgan. Základní idea spoívá v tom, že nejsvrchnjší vrstva pevné Zem, která tvoí litosféru (0 - 100) km, je podrobena silným deformacím pou-ze podél relativn úzkých, mobilních pás. Tyto pásy rozdlují litosféru do šesti hlavních desek: africké, euroasijské, americké, tichooceánské, indické a antarktické (obr. 3.57). Litosférické desky jsou efektivn tuhé, nepodléhají významným deformacím a jsou schopné penášet síly na velké vzdálenosti. Relativní pohyby desek jsou umožovány vrstvou nízké viskozity, tzv. asteno-sférou. Tato vrstva se nachází v plášti tsn pod litosférou se svrchní hranicí v hloubkách (80 - 120) km a zasahuje do hloubek (200 - 750) km. Astenosféra

GEODYNAMIKA

- 199 (218) -

byla objevena na základ analýzy prbhu rychlosti seismických vln ve svrch-ním plášti. Projevuje se jako oblast snížených rychlostí seismických vln P a S. Snížení rychlosti seismických vln a plastické chování astenosféry se vysvtluje tím, že v této oblasti probíhá kivka teplot nad kivkou tání bazalt, které vypl-ují v plášti prostor mezí krystaly peridotit. Astenosféra se chová jako plas-tické tleso vi dlouhodobým sílám, avšak šíení krátkoperiodických stiž-ných seismických vln astenosférou je možné. Vlivem natavení bazalt dochází ke snížení rychlosti a ke vzrstu útlumu seismických vln. Ponvadž kivka prbhu teplot s hloubkou je regionáln závislá, mní se s místem hloubky horní a dolní hranice astenosféry, avšak existence astenosféry je globální jev.

Obr. 3.57. Pehledná mapa litosférických desek (USGS)

Hranice litosférických desek byly stanoveny podle pás zvýšené seismicity. Existují ti základní typy hranic (obr. 3.6b) a) Extenzívní (divergentní) hranice, na které normálové složky sil psobících na desky míí smrem od hranice, b) Kompresní (konvergentní) - normálové složky sil smují ke hranici. Podél extenzívní hranice se symetricky na ob strany vytváí nová oceánská litosféra, zatímco podél konvergentních hranic se litosféra asymetricky ponáí do plášt (subdukce). Tento typ hranice bývá doprovázen oceánskými píkopy, vznikem ostrovních oblouk a tektonickou aktivitou okraje kontinent (nap. alpinsko-himalájský horský pás). c) Tetím typem hranice jsou transformní zlomy. Jejich objev je jedním z dležitých výsledk výzkumu magnetických anomálií v seve-rovýchodní ásti Tichého oceánu. Interpretaci podal J. T. Wilson; vymezil 10 typ transformních zlom.

Pohyb tuhých desek po povrchu koule se ídí specifickými zákony, které stu-doval již L. Euler v r. 1776. Tuhé desky vykonávají rotace a rychlost jejich pohybu je v = ΩΩΩΩ x r, takže kinematiku desek lze popsat nalezením os rotace a rychlosti rotace ΩΩΩΩ. Geometrii a kinematiku litosférických desek popsal X. Le Pichon a W. J. Morgan.

Litosférické desky jsou aseismické. Avšak hranice mezi deskami se projevuje zvýšenou seismicitou. Mže mít rzný charakter:

1. ráz riftových zón v stedooceánských hbetech, kde dochází k rozpínání a tvorb nové zemské kry,


- 200 (218) -

2. ráz hlubokomoských píkop, což jsou subdukní zóny, v nichž do-chází k destrukci kry a jejímu pohlcení do plášt,

3. ráz pruh mladých vrásových pohoí, kde pi kolizi dvou blok dochází ke zduení kry,

4. ráz hlubinných zlom (stihu), podle nichž nastávají píné posuny; zde ani nová kra nevzniká, ani nezaniká, ani nemní svoji mocnost.

Nkdy mže být ráz hranice kombinovaný, nap. hlubokomoský píkop a mla-dé vrásové pohoí (Peruánsko-chilský píkop a Andy).

Každý litosférický blok má svj vlastní pól a osu rozpínání.V Morganov poje-tí globální tektoniky z r. 1968 je definováno 20 blok a jejich póly rozpínání. Le Pichon ve stejném roce generalizoval celkový obraz; stanovil pouze blok 6. Otázka lenní blok není dosud jednoznan uzavena, jak je vidt z obrázku 3.57.

Vznikání nové kry na jedné stran bloku a její pohlcování na jeho stran dru-hé nutn vyžaduje, aby uvnit zemského tlesa existoval protiproud, který udr-žuje hydrostatickou rovnováhu. Jedna z možných schémat pesunu materiálu jsou znázornna na obr. 3.58. Je-li rychlost této cirkulace alespo 0,1 cm/rok, pak je též hlavním initelem pi transportu tepla.

Obr. 3.58. Rzné modely pro tok materiálu v nízkorychlostní vrstv (NRV- oranžová). a) protiproud v NRV, b), c) cirkulace v NRV má stejný smr.

Mechanismy, které mohou zpsobovat pohyb litosférických desek, jsou to:

1. pohyb zpsobuje konvekní proud v plášti (nap. jak je znázornno na obr. 29, 58), který blok unáší,

2. studená litosférická deska má vtší hustotu než astenosféra a proto její zaboený konec táhne za sebou celý blok,

GEODYNAMIKA

- 201 (218) -

3. od stedooceánského hbetu se povrch nízkorychlostní vrstvy mírn svažuje k subdukní zón a dochází ke gravitanímu klouzání bloku,

4. dva bloky jsou od sebe odtlaovány magmatem z astenosféry v prostoru riftu.

5. pi ponoování litosféry do subdukní zóny se tato bu musí zakivovat nebo musí docházet ke gravitanímu rozlámání systémem vertikálních zlom, kde dochází k mlkým zemtesením.

3.8.1 TEKTONIKA

Hlubinné tektonice je v geologii vnována znaná pozornost. Teoretické problémy vzniku a vývoje hlubinných zlom jsou ešeny jednak na základ endogenních geotektonických koncepcí (tj. v první ad hypotézy konvekního podkorového proudní, kontrakní a expanzní hypotézy), jednak na podklad teorií planetologických (pedevším rotaní hypotézy). O prvé skupin jsme strun pojednali výše. Proto je na míst seznámit se s principem zmínné ro-taní hypotézy.

Nejdíve však bude vhodné definovat hlubinný zlom, pro njž se v geologické literatue používá celá ada píbuzných termín: planetární zlom, hlubinná tek-tonická zóna, lineament, geosutura, geofraktura, pípadn další.

Z geotektonického hlediska oznaují tyto termíny primární disjunktivní zlo-mové struktury zemské kry s hlubinným dosahem desítek až stovek kilomet-r, vyznaující se lineárním prbhem na stovky až tisíce kilometr, životností petrvávající délku geologických epoch a stálostí azimutální orientace v souvislosti s jejich vznikem. Z geofyzikálního hlediska mají tyto znaky (Cha-in, 1964); náhlá zmna úrovn Conradovy a Mohoroviicovy diskontinuity stanovené seismickou hlubinnou sondáží, zóny zvýšených gradient izanomál tíže (gravitaní stupn), lineární kladn magnetické anomálie, lineární rozlože-ní ohnisek hlubokých zemtesení.

V.E.Chain (1964) dále dlí hlubinné zlomy podle dalších kriterií, z nichž uve-deme jen dv:

1. Dlení podle hlubinného dosahu:

a) ultrahlubinné, vznikající v hloubce 400 – 700 km,

b) hlubinné zlomy (s.s.), dosahující hloubky 100 – 300 km,

c) korové zlomy, pronikající do podloží kry a do kanálu nízké rychlosti;

2. Dlení podle úlohy ve vymezování velkých hlubinných struktur zemské k-ry. ím vtší struktura, tím vtší hlubinný dosah podle prvého zpsobu dlení. Tak nap. tzv. perioceánské zlomy, oddlující pevniny od oceán, jsou souas-n zlomy ultrahlubinnými. Leží v cirkumpacifickém pásu, což je zóna nejvt-ších a nejhlubších zlom zemské kry. Druhým takovým pásem hlubinných zlom je zóna alpsko himalajského orogénu (i stedomosko-himalájská zóna i tethydní pás).

H. Benioof (1954) dlí hlubinné zlomy na:


- 202 (218) -

1. oceánské sahající do hloubek 550 – 700 km se sklonem kolem 610;

2. okrajové ležící podél okraj kontinent o sklonu asi 330;

nkde v hloubce 300 km se sklon mní na 600; dosahují hloubky až 650 km.

Podle výsledk prací mnoha autor zabývajících se hlubinnou tektonikou je zdrazována existence dvou základních planetárních systém hlubinných zlom: systém S-J, V-Z (ortogonální); 2. systém SV-JZ, SZ-JV (diagonální).

O vysvtlení této zákonitosti se pokoušela celá ada teorií. Samostatným sm-rem je v tomto ohledu studium rotaní dynamiky Zem. Již nejstarší aplikace rotaní dynamiky Zem se snažily ji spojovat s horotvornými procesy. Podle tchto názor je zdrojem energie orogenetických proces rotace Zem a její zmny, pedevším sekulární zpomalování. V dsledku toho se mladá pásemná pohoí rozkládají na Zemi zcela pravideln v oblasti rovnobžek 350 až 400.

Využívat nerovnomrností zemské rotace se stalo velmi opodstatnným zejmé-na na základ moderních astronomických mení, která pomocí kemenných a pozdji atomových hodin zjistila, že krom sekulárního zpomalování rotace (0,015 sec za století) existují také roní a 10 až 11 leté periodické zmny zemské rotace.

Všimnme si nyní blíže, jak mohou zmny rychlosti rotace Zem deformovat Zemi jako elastické tleso. Jak víme, má Zem vlivem rotace zploštlý tvar; pibližn je to elipsoid. Pi zrychlování rotace se elipsoid zplošuje, pi zpoma-lování se jeho tvar blíží kouli (obr. 3.59).

Pi zmn polárního zploštní se nejvíce mní délka rovníku a kritických rov-nobžek ± 620. Naproti tomu délka kritických rovnobžek ± 350 se nezmní (obr. 3.60).

Z toho též vyplývá, že plná deformující síla F má na rovníku a na pólech smr radiální, kdežto na kritických rovnobžkách smr tangenciální ve smru meri-diánu (obr. 3.61).

GEODYNAMIKA

- 203 (218) -

Obr. 3.61: Deformující síla F a její složky FR (radiální) a FT (tangenciální).

Studujeme-li rozložení naptí podle šíky i hloubky, vidíme, že jsou funkcí zempisné šíky a že s hloubkou vzrstají. K naptím však nedochází pouze ve smru meridionálním, nýbrž i ve smru kolmém, tj. rovnobžkovém. Tak pi zvtšení zploštní dochází k rovnobžkovému stlaení vrstev ve vysokých ší-kách (od pól do 35. rovnobžek s maximem na pólech) a souasn rovnobž-kové roztahování vrstev v nízkých šíkách (od 350 s.š. do 350 j.š. s maximem na rovníku). Pi zmenšení zploštní je tomu naopak.

Princip deformace zemského elipsoidu vlivem zmn v rychlosti rotace ob-jasuje nkolik základních geotektonických problém. Vysvtluje vznik ortogonálního systému (S-J, V-Z) planetárních hlubinných zlom a objasuje,

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

Obr. 3.60: Relativní zmny délek rovnobžek dvou elipsoid rzné-ho zploštní


- 204 (218) -

pro práv tento systém zlom má charakter píkopových propadlin a zárove je spjat s elevacemi zemské kry; jejich relativní hromadní v rovníkových (východoafrické rifty, sundské píkopy, amazonská deprese) a polárních oblas-tech. Dále objasuje genezi ekvatoriálních a meridionálních geosynklinálních systém v zemské ke, zejména tethydního systému, vázaného práv na oblast 350 – 400 zem. šíky.

Krom meridionálních a rovnobžkových tangenciálních sil existují ješt tako-vé tangenciální síly, které v závislosti na smru radiálních pohyb (pokles a zdvih) posunují hmoty bu k západu nebo k východu. Tyto síly vznikají pi zmnách lineárních rychlostí rotace, podmínných bu zmnami úhlové rych-losti rotace, nebo zmnou rovnobžkového polomru.

K vkovým radiálním pohybm relativn nejvtší amplitudy dochází na kritic-kých rovnobžkách ± 620 (podle Katterfelda je na kritickém kruhu 620 s.š. zóna zdvih – tzv. epeirogenní kruh – s maximálním rozšíením kontinentální kry, na kruhu 620 j.š. je zóna pokles – tzv. talassogenní kruh – s maximálním rozšíením oceánské kry).

Pi obecné rotaci severní a jižní polokoule dochází k relativnímu zbržování severních zón narstajícím od rovníku a pólu k rovnobžkám ± 620. Vzniká tak relativní horizontální posun obou polokoulí po „kolejích“ 62. rovnobžek, se-verní k západu, jižní k východu. Zemský povrch je vystaven úinku torze okolo osy rotace, ímž je ovlivnn i souasný geomorfologický plán zemského po-vrchu.

Pi náhlém zrychlení rotace vznikají v oblasti svrchních obal Zem setrvané síly a pohyby hmot v opaném smru vzhledem k rotaci. Tím dojde k vzájemnému psobení mezi konstantn existujícím rotaním psobením a tlakem hmot k západu.

Setrvané psobení hmot na západ je jedním ze základních efekt tvorby struk-tur pi rotaci, nebo v dsledku tchto sil dochází k disjunkci zemské kry prá-v v diagonálních smrech.

Jak je vidt, je rotaní dynamika schopna vysvtlit vznik dvou základních ge-netických skupin lineament zemské kry: hlubinných zlom riftového charak-teru i hlubinných planetárních stih a jejich zákonitou prostorovou ortogonální a disgonální orientaci vzhledem k ose rotace Zem i s jejich odlišnou geotekto-nickou funkcí. V souasnosti není schopna ovlivnit a skloubit pístupy založe-né na principech globální tektoniky.

3.8.2 Sedimentární pánve

Desková tektonika pinesla radikální zmny i v pístupu a analýze sedi-mentárních pánví. Není v souasnosti lépe rozpracovaná oblast jako sedimeto-logické zhodnocení, celosvtové porovnání jednotlivých typ pánví a jejich zákonitostí.

Pro vývoj pánví vtšina klasifikací zdrazuje jako prvoadý Wi1sonov cyk1us (obr. 3.62) a v nm asové umístní pánve. Pod Wilsonovým cyklem se rozumí asové období zahrnující vnitrokontinentální rifto-genezí – otevení a uzavení oceánu subdukcí anebo kolizí. Vzhledem k rozsahu a množství typ

GEODYNAMIKA

- 205 (218) -

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

Obr. 3.62. Schematické znázornní Wilsonova cyklu, který popisuje vývoj kontinentu a-b) kontinentální rift (otevení kry – zlomy a subsidence. c) za-átek otevírání oceánu, formování nové oceánické pánve. d) rozšiování oceá-nu a jeho lemovaní sedimenty na pasivním okraji kontinentu. e) Zaíná sub-dukce oceánické litosféry na jedné stran pasivního kontinentu, uzavírání oce-ánické pánve (f) zatek tvorby orogénu na kontinent, g) oceánický bazén je znien kontinentální kolizí, s dokonením výzdvihu pohoí. Ve stejném období zaíná opt kontinentální rifting.

Od asového umístní závisí pozice pánve vi litosférické desce.

1. Pánve divergentních okraj, mezi které jsou zaazené vtšinou i

Fáze otvírání riftu - oceánu

Fáze uzavírání Subdukce - koli-

ze


- 206 (218) -

vnitrokontinentální rifty jako pedchdci otevírání oceánu.

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

3. Pánve vázané na deskové okraje vymezené transformními zlomy a pánve na (duktilních) stihových zónách,

4. Pánve spojené s kolizí desek a se suturami;nekteré pánve na ped-polí orogénu, pedhlubn, píkopy a pánve na stihových zlomech,

5. Kratónové pánve vznikající vnitrodeskovými procesy nebo reakti-vací fosilních deskových okraj trasovaných lineamenty. Pohyby uvnit kraton jsou stimulované interakcí okraj desek.

Klasifikace pánví podle A. W. Ballyho a S. Snelsena

Klasifikace pánví tchto autor je podrobnjší, s vtší škálou typ, než uvádí H. G. Reading (1. c.). Klasifikace A. W. Ballyho a S. Snelsena (1980) rozvíjí hlavní kritéria definované W. R. Dickinsenom (1971, 1974): typ kry, pozice pánve v relaci k okraji litosférických dosek, i kontinentu a charakter interakce dosek. Pozice pánve udává teda i orientaní vzdálenost pánve od mís-ta této interakce, která mže být divergentní, konvergentní anebo stihovo-zlomová. Za základné a hlavni kritérium zvolili autoi polohu pánve ve vztahu k deskovému okraji. Na litosfée, na konvergentním okraji desek rozlišují peri-suturové pánve, které lemují sutury kolizního anebo subdukního typu, a pánve uvnit sutury - episuturové pánve. Klasifikované typy pánví uvádí tabulka 3.8.

Klasifikace pánví A. W. Ballyho a S. Snelsena (1. c.) je prvou všeobecnou klasifikací zahrnující širší spektrum pánví. Na rozdíl od nkterých pozdjších klasifikací respektuje více hlavní typy kry a neuvažuje se zmnami typ kry v dsledku existence Wilsonova cyklu.

Význam klasifikace je v respektovaní pánví, které zddili starší struktury, tedy pánví s obnovenou anebo dlouhodobou subsidencí, i když subsidence pro-bhla v rozliných tektonických podmínkách. Tyto aspekty jsou dležité pro hodnocení ložiskových perspektiv i v hlubších statigrafických a strukturních úrovních.

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

GEODYNAMIKA

- 207 (218) -

1. Pánve na rigidní litosfée, nespojené s tvorbou megasutur

1.1. Pánve vázané na tvorbu oceánské kry

1.1.1. Rifty

1.1.2. Pánve na oceánských transformních zlomech

1.1.3. Sedimenty oceánských abysálních plošin

1.1.4. Pánve na atlantickém okraji (šelf, kontinentální svah) pi rozhraní kontinentální a oceánské kry

a) pánve superponované na starý riftový systém

b) pánve superponované na starý transformní systém

c) pánve superponované na staré zaobloukové pánve typu 3.2.1.a 3.2.2.

1.2. pánve na pedmezozoické kontinentální litosfée

1.2.1. Kratonové pánve

a) na starších riftových grábenech

b) na pvodní zaobloukové pánve typu 3.2.1.

2. Perisuturové pánve na rigidní litosfée ve spojení s tvorbou kompres-ní megasutury

2.1. Hlubokomoské píkopy nebo grábeny na oceánské ke piléha-jící k B-subdukci

2.2. Pedhlubn a podložní platformní sedimenty a grábeny na konti-nentální kre piléhající k B-subdukci

2.2.1. Terasové (rampové) výstupy se skrytými grábeny se sla-bým zlomovým lenním

2.2.2. Terasové (rampové) výstupy se skrytými grábenem s dominantním zlomovým lenním

2.3. Pánve ínského. typu (t. j. ínského moe) spojené se vzdálenými kernými pohyby vázanými na kompresní úinky anebo tvorbu mega-sutury bez doprovodu A-subdukce


- 208 (218) -

3. Episuturové pánve v kompresní megasutue

3.1. Spojené s B-subdukciou

3.1.1. Pedobloukové pánve

3.1.2. Cirkumpacifické zaobloukové pánve

a) zaobloukové pánve na oceánské ke (okrajová moe s. s.) b) zaoblúkové pánve na kontinentální i intermediální ke

3.2. Zaobloukové pánve spojené s kontinentální kolizí a na konkávní stran A-subdukního oblouku

3.2.1. Na kontinentální ke - typu panonské pánve

3.2.2. Na oceánské a pechodní ke - západomediteránního typu

3.3. Pánve spojené s episutúrovými stihovými systémy zlom

3.3.1. Typu Great Basin

3.3.2. Kalifornský typ

3.9 Shrnutí

Struný výtah princip geofyzikálních metod, geodynamiky a teorie des-kové tektoniky, doplnné o nejnovjší poznatky geo-disciplín pináší v tomto modulu základní informace pro studium o stavb litosféry a dynamických pro-cesech odehrávajících se na jednotlivých hloubkových úrovních litosféry. Je zejmé, že v tomto modulu mohou být zohlednny jen základní teze celé pro-blematiky. Modul tedy pedstavuje vstupní uební text do problematiky využití geofyziky pi výzkumu geodynamiky Zem.

Kontrolní otázky

Úkol 1: ím se zabývá geodynamika?

Otázka 2: Jaké povrchové tvary a struktury tvoí kontinenty?

Otázka 3: Vyjmenujte základní desková rozhraní – vetn anglické termino-logie!

Úkol 4: Jaký je zásadní rozdíl mezi vlnami typu P a S?

Úkol 5: Vyjmenujte hlavní rychlostní rozhraní Zem podle seismologických dat!

Úkol 6: Jaké se pedpokládají zdroje vnitního tepla Zem?

Úkol 7: Co ovlivuje magnetické pole Zem?

Úkol 8: Jaké procesy tvoí geologický cyklus?

Úkol 9: Popište,které kontinenty tvoí prakontinenty - Gondwana, Laurasie, Pangea!

GEODYNAMIKA

- 209 (218) -

Úkol 10: Co zpsobuje vznik magnetických pásem s rznou polaritou na oceánické dn?

Úkol 11: o se považuje za zdroj energie konvekce?

Úkol 12: Co pedstavuje MOHO rozhraní a jaký má význam pro poznání stavby litosféry?

Úkol 13: Popište rozhraní litosféra-astenosféra a urete ím se liší oceá-nická a kontinentální litosféra!

Úkol 14: Popište princip kontinentálního driftu! Kde a na základ eho po-dal vysvtlení základního principu?

Úkol 15: Na jakých principech je postavena teorie tektonických desek? A jaké základní rozhraní desek rozlišujeme?

Úkol 16: Jaké mechanizmy zpsobují pohyb litosférických desek?

3.10 Studijní prameny

3.10.1 Seznam použité literatury

ÁST GEOFYZIKA

[1] Andreev, B.A. , Kljušin, I.G. (1965): Geologieskoje istolkovanie gravitacionnych anomalii. Moskva, Nedra.

[2] Beránek , B. (1964): On Some Properties of Formulae for Calculating Second Derivatives of Gravity. Geofyzikální sborník XII, Praha, Aca-demia.

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

[4] Bullen, K.E. (1953): Introduction to the Theory of Seismology, Cam-bridge University Press.

[5] Burger, H. R. (1992): Exploration Geophysics of the Shallow Subsur-face. Prentice Hall P. T.

[6] Burša, M., P, K. (1988): Tíhové pole a dynamika Zem. ACADE-MIA, Praha.

[7] Daniel, J. et al. (1996): Geochemický atlas Slovenska. as IV. - Prí-rodná radioaktivita hornin. GS SR, Bratislava.

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

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

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


- 210 (218) -

[11] Gruntorád, J., Karous, M. (1972): Geoelektrické metody przkumu, I. Stejnosmrné metody. Praha, SNP.

[12] Herrmann, H. (1984): Nkteré možnosti poítaového zpracování a interpretace tíhových dat. Pímá a obrácená úloha: Modelování Prizma-ty. Archiv Geofyzika Brno a.s.

[13] Höschl, V. (1983): Nová modifikace ešení obrácené gravimetrické úlohy pro dvojrozmrná tlesa. Problémy souasné gravimetrie. Praha.

[14] Hrách, S., Skopec, J. (1976): Seismický przkum I. Praha, Pírodov-decká fakulta UK.

[15] Hron, J., Mazá., O. (2001): Uplatnní geofyzikálních metod v hydro-geologii. EGRSE - International Journal of Exploration Geophysics, Remote Sensing and Environment, roník VIII. 1-2. Brno.

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

[17] Hruška, J., Hubatka, F. et. al. (2002): Geofyzika a.s., Division of General Geophysics, Jená 29a, Brno, Czech Republic.

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

[19] Chudoba, V, Šimon, Z. and Träger, L. (1960): Messungen mit dem Gravimeter Gs 12 in den Gravimetergrundlagen der Tschechoslowaki-schen sozialistischer Republik. Geofyzikální Sborník.

[20] Jung, K. (1961): Schwerkraftverfahren in der angewandten Geophysic. IAEA (1990): The use of gamma ray data to define the natural radiati-on environment. Vienna.

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

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

[23] Kozjakova, K. Ja. (1964): Etalonirovanije kvarcevych gravimterov a gorizontalnoj krutilnoj niju. Trudy Institutu Fyziki Zemli, No.31.

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

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

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

[27] Lillie, R.J. (1999): Whole Earth Geophysics, Prentice Hall, New Jer-sey.

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

GEODYNAMIKA

- 211 (218) -

[29] Mareš S., et al. (1979): Úvod do užité geofyziky. SNTL a ALFA. Pra-ha.

[30] Mareš, S. a kol. (1983): Geofyzikální metody v hydrogeologii a inže-nýrské geologii. SNTL/Alfa, Praha.

[31] Mottlová. L. (1970): Precision degree of the solution of direct gravim-etric problem on electronic computer, using the method of vertical rec-tangular prisms. Sbor. Geol. V2d, 5ada UG 9, pp. 95 –102, Praha.

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

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

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

[35] Pazdírek, O., Bláha, V., Beneš, L., Šafránek, V., Man, O., Zima, L., Knz, J.G. (1995): QUOVADIS, DC RESISTIVITY? New way in Direct Current Resistivity Field Acquisition Technology. EGRSE - Interna-tional Journal of Exploration Geophysics, Remote Sensing and Envi-ronment, roník II.2. , Brno.

[36] Pick, M., Pícha, J. , Vskoil, V. (1973): Úvod ke studiu tíhového pole Zem. Praha, Academia.

[37] Pospíšil, L, Sutora, A. (2002): PRAKTICKÁ GEOFYZIKA, Uební texty pro geodety, GRAVIMETRIE. Akademické nakladatelství CERM, s.r.o. Brno.

[38] Prášil, Z. a kol. (1991): Užitené záení. Nuklin, Praha.

[39] Pylajev, A.M (1968): Rukovodstvo po interpretacii vertikalnych elek-trieskich zondirovanij. Moskva, Nedra.

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

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

[42] Scintrex Ltd.: CG-2 Gravity Meter. Instructional Manual.

[43] Skopec, J. et al. (1971): Seismika IV. Praha, Pírodovdecká fakulta UK.

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

[45] Schenková, Z. Schenk, V., Zahradník, J. (1983): Studium zemtes-ného ohrožení v eskoslovensku. eskoslovenský asopis pro fyziku, .5, pp. 496 –504.

[46] Schenk, V., and Schenková, Z. (1997): Maps of Seismic Zones in Re-cent Czech National Codes. Journal of Exploration Geophysics, Remote Sensing and Environment: roník IV. No. 2/1997, Brno.

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


- 212 (218) -

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

[49] Švancara, J. (1980): Výpoetní programy z oboru užité gravimetrie – ást 12: Obrácená úloha užité gravimetrie. MS. Geofyzika n.p. Brno.

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

[51] Telford, W. M., L. P. Geldart, and R. E. Sheriff (1990): Applied Ge-ophysics, 2nd ed., Cambridge University Press.

[52] Texas Instruments Inc. (1975): Worden Gravity Meter Operating In-structions. Houston, Texas.

[53] Tjapkin, K.F. (1968): Grafieskie metody interpretacii gravitacionnych anomalij. Nedra.

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

[55] Válek , R. (1969) : Gravimetrie III. – “ Pímá a obrácená úloha“ “ Tíhové pole Zem a jeho anomálie“. Uební texty vysokých škol, Uni-verzita Karlova v Praze. Státní pedagogické nakladatelství, pp. 311.

[56] Válek R., et. al. (1969): GRAVIMETRIE II. – uební text pro postgra-duální studium pracovník.

[57] Válek, R., et. al. (1972): UŽITÁ GEOFYZIKA pro prmyslové školy hornické. SNTL Praha.

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

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

ÁST GEODYNAMIKA

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

[61] Bucha V., Janáková A., Sirá G.: S. as.fyz. A 33 (1983), 446.

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

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

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

[65] ech, F., 1988. Genéza, dynamika a klasifikácia sedimentárnych panví s ložiskami uhovodíkov. UK v Bratislave, 223s.

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

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

GEODYNAMIKA

- 213 (218) -

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

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

[70] Díetz R. S.: Nature 100 (1968), 854.

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

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

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

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

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

[76] Hanuš V., Vank J.: J. Geophys. 42 (1976), 219.

[77] Hanuš V., Vank J.: Studia geophys. et geod. 22 (1978), 259.

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

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

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

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

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

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

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

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

[86] Krs M.: Implication oJ statistical evaluation oj phanerozoie paleomag-netic data (Eurasia, Africa). Rozpravy SAV, sv. 92, . 3; Academia, Praha 1982.

[87] Kukal Z., 1973. Vznik pevnin a oceán. Academia Praha.

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

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

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

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

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

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

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

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


- 214 (218) -

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

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

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

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

[100] Roy R. F., Blackwell D. D., Birch F.: Earth Planet. Sci. Let!. 5 (1968), 1.

[101] Sclater J., Francheteau J.: Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 20 (1970), 509.

[102] Šovíková N., 1973. Hlubinná zlomová tektonika a její vztah k endogenním geologickým pochodm. Academia Praha.

[103] Válek R., 1974. Fyzika Zem. 9fUK Praze, 53s.

[104] Vitorello I., Pollack H. N.: J. Geophys. Res. 85 (1980), 983.

[105] Wyllie P.J., 1971. The Dynamic Earth. J.Wiley & Sons, New York.

3.10.2 Seznam doplkové studijní literatury

[106] Turcotte L.D. and G. Schubert, Geodynamics. 2nd edition, Cambridge, 441p.

3.10.3 Odkazy na další studijní zdroje a prameny

Složení a struktura Zem

http://www.gymfry.cz/zmp0304/augsten/next/zeme.htm planeta Zem – studijní texty pro SŠ (základní data, seismický model stavby Zem, magneto-sféra Zem,…)

http://cs.wikipedia.org/wiki/Zem%C4%9B složení a stavba Zem (ote-vená encyklopedie Wikipedia)

http://www.czp.cuni.cz/enviwiki/index.php/Planeta_Zem%C4%9B Zem jako planeta (otevená encyklopedie Wikipedia)

http://www.ig.cas.cz/aktivity/Geopark/Zeme.pdf Zem – dynamická pla-neta (zhuštný studijní text, obrázky)

http://gynome.nmnm.cz/zemepis Stavba Zem, geomorfologie – studijní texty pro SŠ (viz odkaz e-geo)*

http://www.vesmir.cz/clanek.php3?CID=4296 Petr Jakeš: Chemické slo-žení Zem (lánek v asopise Vesmír)

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

GEODYNAMIKA

- 215 (218) -

Geologické procesy v litosfée

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

http://www.ucmp.berkeley.edu/geology/tectonics.html litosférické desky – teorie, animace pohybu prakontinent, vývojové etapy Zem (anglicky)

http://www.pbs.org/wgbh/aso/tryit/tectonics/# interaktivní animace pohy-bu litosférických desek (pro spuštní je teba mít nainstalován program Macromedia Flash Player) - anglicky

http://www.windows.ucar.edu/tour/link=/earth/interior/plate_tectonics.html&edu=elem pohyb litosférických desek – výuková lekce pro ZŠ (anglic-ky)

http://www.windows.ucar.edu/tour/link=/earth/interior/plate_tectonics.html&edu=mid pohyb litosférických desek – výuková lekce pro ZŠ a SŠ (ang-licky)

3.11 Klí

Odpov1: Geodynamika je souástí nkolika vdných disciplín zabývajících se výzkumem Zem. Výzkumem Zem (obr. 1) a jejím vývojem se zabývá geologie, fyzika, biologie a chemie Obr. 2).

Odpov 2: Mezi základní morfologické tvary patí – šelfové oblasti, konti-nentální stupn, ostrovní oblouky, orogenní pásma a kontinentální propadliny (rifty)

Odpov 3: Convergent plate boundary – konvergentní (kompresní) rozhraní; Transform plate boundary – transformní (zlomové) rozhraní; Divergent plate boundary – divergentní (extenzní) rozhraní; Continental rift zone – kontinen-talní rift (propadlina); Island arc – ostrovní oblouk; trench – píkop; shield vol-cano – štítový vulkán; Hot spot – horká centra v astenosfée; stratovolcano – stratovulkán; shelf – kontinentální svah.

Odpov 4: Vlny P jsou vlný podlné S vlny se šíí pín. Vlny S jsou zaki-venjší než P. Vlny S, koní - neprochází jádrem, resp. se od nj pouze odrá-žejí. Jádro se totiž chová jako kapalina, což se projevuje tím, že nepropouští S vlny.

Odpovd 5: Mezi rozhraní hlavní patí litosféra-astenosféra, a hlavn pláš-vnjší jádro (2900km), kde rychlost P vln klesá skokem ze 14 km/sec na 8,5 km/sec

Odpov 5: Nejvýraznjším rozhraním je vnjší omezení jádra.

Odpov 6: Jako zdroje vnitního tepla se pedpokládají:

Gravitaní energie, která se pemnila v teplo pi formování zemského jádra. Bhem tvoení Zem zhutnním materiálu se rovnž pemovala gravitaní energie na teplo, probíhalo to však spíše pi povrchu a proto toto teplo bylo vyzáeno do prostoru.


- 216 (218) -

Energie vzniklá tením pi zemských slapech nebo subdukci se mní v energii tepelnou a to pravdpodobn v oslabených zónách, jako je nap. nízkorychlost-ní vrstva, subdukní zóny.

Tepelná energie vzniklá pi rozpadu radioaktivních prvk.. Je to patrn hlavní zdroj, udržující vnjší tepelný stav Zem a souasný tepelný tok.

Odpov 7: Siloáry magnetického pole Zem ovlivují nárazy sluneního záení.

Odpov 8: Viz obrázek obr. 2.27 - Geologický cyklus

Odpov 9: Gondwana - byla seskupena z dnešní Austrálie, Jižní Ameriky, Afriky, Madagaskaru a Indie; Laurasia - zahrnovala Evropu, Asii (bez Indie), Severní Ameriku a Grónsko. Oba prakontinenty tvoily Pangeu..

Odpov 10: Stídánímagnetických pásem zpsobuje proces oznaovaný - rozpínání moského dna - sea floor spreading. Podle tohoto modelu ediová magmata vystupují podél rift a vylévají se v pásech na oceánské dno.Po utuh-nutí láv nastává další rozestupování rift a mezi díve utuhlé pásy se vylévají nové lávy. Tento proces se neustále opakuje. Starší utuhlé pásy láv, zmagneto-vané do smru pole v dob výlevu, ustupují do obou stran a jsou uprosted do-plovány novými erstv vylitými lávami. Celý proces je spojen s tahovým naptím v celé oceánské ke, které umožuje neustálé otevírání riftových zón, vznik nové oceánské kry a tím rozšiování oceánu. Tento posun oceánské kry do stran (pokud nedojde k jejímu podsunování pod kru kontinentální) je základem pohybu pevninských blok od sebe – tzv. kontinentálního driftu i posouvání kontinent.

Odpov 11: Primárním zdrojem energie konvekce je gravitaní energie plane-ty. Pro konvekci v plášti má základní význam teplo pivádné z jádra do pláš-t.Vývoj planety prošel stadiem rovnomrného rozložení látek a v prbhu dalšího vývoje trvajícího 4,6.109 let probíhal proces gravitaní diferenciace látek spojený s tvoením tžkého jádra.

GEODYNAMIKA

- 217 (218) -

Dalším energetickým zdrojem je radianí teplo. K nmu pispívá 238U pibližn 13%, 235U 79%, 232Th 4% a 4K 4%; celkové množství uvolnného tepla je v souasné dob 1,13.1013 W. Za dobu existence Zem se uvolnilo 0,41 . 1031 J radianí energie.

Dalším energetickým zdrojem je energie slap Msíce a Slunce. V dsledku slapového teni dochází k zpomalování rotace Zem a ke vzdalování Msíce. Celkový výkon slapového tení se odhaduje na 2,7 . 1012 W. ást výkonu disi-puje v oceánech a ást v zemském jádru, ztráty v plášti jsou zanedbatelné.

Odpov 12: Zhruba do r. 1960 byla pokládána Mohoroviiova diskontuita (MOHO) za ostré petrografické rozhraní mezi zemskou krou a svrchním pláštm, projevující se skokem v rychlostech P-vln z hodnoty 6,8 – 7,2 km/s na 8,0 – 8,2 km/s charakteristické pro svrchní pláš. Souasn definujeme mocnost kry, obvykle jako svrchní slupku litosféry nad MOHO.

Odpov 13: Rozhraní litosféra-astenosféra se v souasnosti považuje za nej-významnjší z hlediska dynamiky litosféry. Výzkum tohoto rozhraní vychází pedevším ze seismologických a magnetotelurických dat. Pechodové zóny L-A jsou spojené s nízkorychlostní vrstvou (LZV – Low velocity zone) nebo vy-sokovodivostním rozhraním (HCZ – High conductivity zone). Pitom LZV je všeobecn považována, možná však nepesn, za identifikaci hranice litosféra – astenosféra.

Odpov 14: Když byly v 17. a 18. století dostaten pesn zmapovány obry-sy kontinent, poukazovali nkteí uenci (nap. Francis Bacon 1620) na po-dobnost tvaru kontinent uzavírajících Atlantský oceán. V prbhu 19. století byla shromáždna ada objev, ukazujících, že na protilehlých stranách oceán jsou na nkolika místech identické horniny, fosilie atd. Vážný pokus o vysvt-lení všech tchto podobností pomocí driftu kontinent uinil r. 1910 F.B.Taylor a po nm r. 1915 A. Wegener. Wegener pedpokládal, že v karbonu tvoily všechny kontinenty jediný superkontinent, který nazval Pan-gea. Bhem jury se tento superkontinent zaal rozštpovat. Jižní kontinenty se pohybovaly bu na západ nebo k rovníku nebo obojí. K rozdlení jižní Ameri-ky a Afriky došlo v kíd (ped 70 miliony roky).

Odpov 15: Teorie kontinentálního driftu a rozpínání moského dna byly zá-kladními kameny pro koncepci tektoniky litosférických desek (plate tekto-nics), která je novou globální tektonikou . Tato teorie pedpokládá, že povr-chová ást Zem se skládá z nkolika rigidních blok, které jsou ve vzájemném relativním pohybu . Bloky sahají do hloubky kolem 100 km a kloužou po aste-nosfée. Existují ti základní typy hranic a) Extenzívní (divergentní) hranice, na které normálové složky sil psobících na desky míí smrem od hranice, b) Kompresní (konvergentní) - normálové složky sil smují ke hranici. Podél extenzívní hranice se symetricky na ob strany vytváí nová oceánská litosféra, zatímco podél konvergentních hranic se litosféra asymetricky ponáí do plášt (subdukce). Tento typ hranice bývá doprovázen oceánskými píkopy, vznikem ostrovních oblouk a tektonickou aktivitou okraje kontinent (nap. alpinsko-himalájský horský pás). c) Tetím typem hranice jsou transformní zlomy. Jejich objev je jedním z dležitých výsledk výzkumu magnetických anomálií v seve-rovýchodní ásti Tichého oceánu.

Odpov 16: Mechanismy, které mohou zpsobovat pohyb litosférických de-sek, jsou to:


- 218 (218) -

pohyb zpsobuje konvekní proud v plášti, který blok unáší,

studená litosférická deska má vtší hustotu než astenosféra a proto její zaboe-ný konec táhne za sebou celý blok,

od stedooceánského hbetu se povrch nízkorychlostní vrstvy mírn svažuje k subdukní zón a dochází ke gravitanímu klouzání bloku,

dva bloky jsou od sebe odtlaovány magmatem z astenosféry v prostoru riftu.

pi ponoování litosféry do subdukní zóny se tato bu musí zakivovat nebo musí docházet ke gravitanímu rozlámání systémem vertikálních zlom, kde dochází k mlkým zemtesením.

Documents

DOC RNDR LUBOMIL POSPÍŠIL CSC GEOFYZIKA A …fast.darmy.net/opory - IV nMgr/HE02_M01-Geofyzika a geodynamika.pdf · vysokÉ u enÍ technickÉ v brn fakulta stavebnÍ doc.rndr.lubomil