- Stahuj zápisky z přednášek a ostatní studijní materiály
- Zapisuj si jen kvalitní vyučující (obsáhlá databáze referencí)
- Nastav si své předměty a buď stále v obraze
- Zapoj se svojí aktivitou do soutěže o ceny
- Založ si svůj profil, aby tě tví spolužáci mohli najít
- Najdi své přátele podle místa kde bydlíš nebo školy kterou studuješ
- Diskutuj ve skupinách o tématech, které tě zajímají
Studijní materiály
Popisek: Kompletní přednášky z KGE/UUGF
Zjednodušená ukázka:
Stáhnout celý tento materiálGEOFYZIKA
Co je to geofyzika?
Je to vědní obor, který je úzce spjatý s geologií. Pomáhá geologii studovat fyzikální pole Země, jeho projevy ve vztahu k horninovému prostředí a geologické procesy, které jsou spjaty s vývojem zemského tělesa. Geofyzika je součástí geologických věd a měla své místo i v historii. Tehdy nebyla samostatnou vědou, ale projevy fyzikálních polí byly už známy, např. magnetické pole, které ovlivňovalo měření kompasem na ložiscích železných rud (první studie prováděl W.Gilbert 1544-1603), gravitací Země se zabývala řada astronomů (Galileo, Kepler, Newton) a položila základy studie tíhového pole Země, elektromagnetickým metodám dali základ znalosti o zákonitostech elektrického pole a je tedy poměrně mladší metodou stejně jako radiometrie, která využívá znalosti radioaktivních vlastností hornin a seismika, která se nejvíce rozvinula až v době vyhledávání ložisek ropy a plynu a nových počítačových technologií.
Geofyzika jako věda pro poznání Země používá také rozdílné metodiky než geologie.
Geologie – vrty, rýhy, tedy relativně povrchové metody, v mnoha případech finančně nákladné a omezené hloubkou (nejhlubší vrt na Kole má 13 km).
Geofyzika – měření projevů fyzikálních polí, které nemusí být omezeny hloubkou (výzkum celého zemského tělesa).
Rozdělení geofyziky
Užitá geofyzika
Globální (velká) geofyzika
Laboratorní geofyzika
Využívají stejných principů, jen aplikují na jiná měřítka.
Užitá geofyzika se soustřeďuje na výzkum řádově v jednotkách m až km. Jedná se většinou o metody využívané nejen při vědeckých výzkumech, ale především v praktických řešení některých problémů – např. vyhledávání ložisek rud, nerud, vody, zjišťování poddolovaných území, sesuvů, podzemních dutin, průběh vodičů, stupeň znečištění radioaktivními látkami, archeologické výzkumy apod.
Globální geofyzika studuje Zemi jako těleso, její projevy, vývoj a současný stav. Není omezena hloubkou, je úzce spjata s hlubokou geologickou stavbou a teorií deskové tektoniky, vzniku zemětřesení a seismicky aktivních oblastech.
Laboratorní geofyzika studuje především fyzikální vlastnosti horninových vzorků, určuje elastické parametry prostředí a je součástí obou předešlých oborů.
Geofyzika nemůže stát vedle geologie, musí být její součástí, aby byla zajištěna kvalitní interpretace naměřených fyzikálních dat.
Základní principy užité geofyziky
Faktory ovlivňující úspěšnost geofyzikálních prací:
1. Znalost geologických a petrofyzikálních informací pro sestavení fyzikálně-geologického modelu (literatura, předcházející výzkumy).
2. Stanovení racionálního komplexu geofyzikálních prací (výběr metod).
3. Určit měřítko prací (regionální, mapovací,průzkumné) a hustotu sítě měření
Cíl geofyzikálních výzkumů
regionální – studium hlubinné stavby, výzkum zemské kůry, řešení geotektoniky, prognóza ložisek
detailní – mapování, vyhledávaní ložisek, objektů
Fyzikálně-geologický model
Sestavení na základě geologických a fyzikálních charakteristik daného horninového prostředí:
a) petrofyzikální parametry – fyzikální vlastnosti hornin (mění se v závislosti na mineralogickém složení, stáří, hloubce uložení, metamorfizmu apod.). Např. serpentinizace způsobuje pokles hustot ultrabazik, stejne jako prokřemenění a mylonitizace.
b) geometrie – některé metody jsou méně citlivé k subhorizontálně uloženým nehomogenitám (gravimetrie, magnetometrie) zatímco některé je indikují velmi dobře (seismika, metoda VES). Strmá rozhraní jsou velmi dobře vyhledávána odporovým profilováním, metodou VDV a gravimetrií.
c) rušivé vlivy přírodního charakteru – geologické (nadložní nezpevněné sedimenty tlumí a zkreslují geofyzikální pole, projevy lokálních přípovrchových objektů mohou být překryty účinkem rozsáhlých regionálních geologických těles uložených ve větších hloubkách) a geomorfologické (reliéf terénu výrazně ovlivňuje výsledky geofyzikálních metod, odstraňuje se topokorekcemi). Časové variace – poruchy, které se měří a odstraňují, studují a přispívají k poznání některých geofyzikálních jevů.
Získání a zpracování dat
Geofyzikální měření jsou uskutečňovány geofyzikálními aparaturami na profilech (liniích řadově od několika desítek m až po stovky km) nebo na bodech. Čtení dat se děje v intervalech.
Profil – používaný termín pro linii měření, má své označení a průběh je přesně geodeticky vytyčen a vynesen v mapě (součástí každé geofyzikální měřící skupiny je nutný odborník přes geodézii – znalost přesného zaměření bodu, nivelace, korekcí a vynesení do map různých souřadných systémů, znalost přepočtu souřadnic do jiných souřadných systémů).
Čtení probíhá na bodech profilu v pravidelné vzdálenosti, nutné označení jednotlivých bodů a vedení terénního deníku (zápis, označení bodu, kdo a čím měřil, někdy i přesný čas a samotná hodnota čtení, někdy i poznámka o počasí, zvláštnosti pozici bodu – teplota, roční období, množství srážek, blízkost silnice, vedení, trafa apod.)
Na bodech plochy – zaměřené body se vynášejí do mapy, podle hustoty je dáno měřítko měření.
Data mohou být získána buď na povrchu pozemním měřením nebo leteckým měřením nebo měřením v podzemí či vrtu.
Výsledky jsou zobrazovány buď na profilech nebo v ploše, na profilech vzniká naměřená křivka hodnot, ze které je možné interpretovat hloubkový řez a tvar tělesa pod povrchem, v ploše vzniká matematickými operacemi grid a hodnoty jsou vynášeny v podobě izolinií (bodů o stejné hodnotě) v mapě. V současné době při využití moderní výpočetní techniky je možné z těchto měření sestavovat i jednoduché 3D modely.
Většinu naměřených dat v terénu nelze přímo využít a je nutná korekce (redukce) – např. na terén, na normální hodnotu fyzikálního pole).
Odchylku od normálního průběhu, např. na profilech nazýváme anomálií.
Většina dat je zatížena šumem – vzniká nepravidelnými variacemi (kolísáním) naměřeného signálu (hodnota naměřených dat v čase nebo v prostoru). Např. šum elektrický, seismický nebo magnetický). Šum odstraňujeme opakovaným čtením nebo metodou poměru signál/šum.
Zpracování a interpretace dat probíhá několika způsoby. Je to především modelování vzniku anomálie – ze známých geologických dat a fyzikálních parametrů je vytvořen model geologické situace (jednodušší než skutečnost). Metoda inverze spočívá ve výpočtu a vytvoření křivky na profilu a srovnáním se skutečností. Přímá úloha řeší průběh signálu (křivky) nad tělesem o známých fyzikálních parametrech ve známém prostředí a při známé poloze tělesa. Nepřímá úloha je dána naměřenou křivkou, kterou srovnáváme s vypočítanou nad startovacím modelem se zadanými parametry (z laboratorních či jiných měření – vrty, rýhy, geologická struktura) a model můžeme měnit – metoda inverze.
Velkým úskalím geofyziky bývá složitost naměřených křivek. Tvar může odpovídat i několika zdrojům anomálie, tj. jedna křivka vyhovuje několika modelům. Většinou se to prakticky řeší tím, že se na lokalitě měří souborem geofyzikálních metod, různé metody mohou potvrdit či vyvrátit část vyhovujících modelů (např. elektrické metody ve spojení s magnetikou či seismikou).
Hustota měření – je dána měřítkem (někdy také velikostí zdroje) požadovaného měření, rozlišujeme lokální a regionální měření. Např. jiná hustota bodů bude při vyhledávání archeologických pozůstatků, nebo vyhledávání starých sklepů či určení sesuvů a jiné měřítko bude při vyhledávání ložisek ropy a plynu (např. celá Vídeňská pánev) nebo při řešení hlubinné stavby (např. omezení masívů granitů či vulkanitů).
Prostorová modelování mohou být buď 3D (problém s množstvím dat a složitostí prostředí), nejvíce se interpretuje v 2D (na profilech jako hloubkový řez) nebo 2,5D k profilovemu měření se přidává ještě okolní zóna profilu (široký pás několik desítek m) a je možné modelovat těleso či rozhraní i v malém profilu jako 3D.
K interpretaci geofyzikální často přistupuje i interpretace geologická,což vyžaduje plnou geologickou informovanost o objektech!
Zobrazení výsledků je buď pomocí kontur v mapě (a to jak vypočítaných izolinií, ale dobrým zvykem je i zakreslení profilů či bodů a u profilových měření i průběh křivek, neboť při přepočtu do kontur je použit matematický výpočet, který se může měnit). Další nová zobrazení jsou izometrické projekce 3D nebo nasvícení. Tradiční zůstávají profily 2D s naměřenými křivkami a interpretovaným hloubkovým řezem, které v současnosti dostávají i 3D podobu.
Zpracování dat při současném rychlém rozvoji počítačových sítí je i rozvoj zpracování a zobrazování dat velmi rychlý. Využívá se především Fourierova harmonická analýza a filtrace. Pomocí frekvenčních filtrů lze separovat regionální a lokální zdroje anomálií.
Gravimetrické metody
Základní obecná geofyzikální metoda pro poznání Země. Detekuje nehomogenity horninového prostředí na základě rozdílných hustotních podmínek. Využívá se k vyhledávání skrytých těles a struktur s odlišnou hustotou od okolního prostředí, magmatických intruzí a některých zlomových struktur a to v měřítcích od několika metrů až po desítky km.
Fyzikální základy
Síla existující mezi veškerou hmotou. Prvními vědci zabývajícími se problémem gravitační síly se stali v 16. stol. Galileo a Newton. Galileo (1564-1642) italský matematik, astronom a fyzik byl jedním z prvních, který souhlasil s Kopernikovou myšlenkou, že Země obíhá po oběžné dráze kolem Slunce a hledal mechanismus a sílu, která by umožnila pohyb mezi planetami. Následovali astronomové Tycho de Brahe a Kepler, kteří blíže studovali pohyb mezi planetami a definovali zákony pohybu- Keplerův zákon o eliptické dráze planet kolem Slunce. Nejvýznamněji se zapsal, do studie gravitace sir Isaac Newton (1645-1727), anglický matematik a fyzik, který položil základy moderní fyzice.
Newtonův gravitační zákon
V okolí každého tělesa, existuje gravitační pole.
přitažlivá síla F dvou hmotnostních částic s hmotnostmi m1 a m2 na spojnici o délce r je vyjádřena:
F = G . (m1m2/r2)
kde G je gravitační konstanta. (6,67±0,015) . 10–11 Nm2kg–2.
V soustavě těles má každé těleso své gravitační pole, které působí na ostatní tělesa. Platí, že F1/m1 = F2/m2, gravitační pole charakterizuje tzv. intenzita gravitačního pole E = F/m, vektor s určitou velikostí, směrem a orientací.
Pokud m1 bude hmotnost Země me a m2 hmotnost zvoleného tělesa, pak podle druhého Newtonova gravitačního zákona je síla F působící na těleso ve vzdálenosti r vyjádřena také jako
F = a . m2
kde a je gravitační zrychlení g = G. me /r2
Velikost gravitačního zrychlení se tedy rovná velikosti gravitační síly, kterou působí hmotnost m na jednotkovou hmotnost ve vzdálenosti r. V užité geofyzice nazýváme tuto velikost gravitačním účinkem hmotnosti m.
Vektor intenzity gravitačního pole F/m2 je v daném místě totožný s vektorem zrychlení a.
Hmotnost tělesa je součinem jeho hustoty a jeho objemu m = (při změně hustoty hornin se tedy mění i jejich hmotnost tedy i gravitační účinek)
Gravitační zrychlení na zemském povrchu je přibližně 10 ms–2 (9,81 ms–2).
Gravimetrické anomálie však dosahují jen 10–2 % až 10–5 % z celkového grav.zrychlení. Aby bylo možné přehledněji vyjadřovat jejich hodnoty byla zavedena jednotka miligal = 1mGal = 10–3 Gal = 10–5 ms–2 = 10 ms–2. (Gal jako G.Galileo). 1 mgl tradiční jednotka užívaná před zavedením soustavy jednotek SI.
Tíhové pole Země
Na zemském povrchu působí jednak gravitační zrychlení g vyvolané hmotou Země, jednak odstředivé zrychlení vznikající rotací Země. V mnohem menší míře se projevuje také gravitační účinek Měsíce a Slunce. Budeme-li pro jednoduchost předpokládat Zemi jako kouli pak vliv zemské rotace na gravitační zrychlení bude závislý vzhledem k zeměpisné šířce – max. hodnotu bude mít na pólech (g = gP (1- cos, na rovníku pak minimální. (g = ge(1+sin2), kde je číselná hodnota 2R/gP. Protože se však Země vlivem rotace na pólech zploštila,
má tvar geoidu, který nejlépe aproximuje tvar rotačního elipsoidu. I v tomto případě je tíže funkcí zeměpisné šířky, výraz pro výpočet je však složitější. Také anomální hodnoty v Zemi a převýšení budou mít vliv na výpočet. Označme si tedy doposud diskutované tíhové zrychlení jako normální tíhové zrychlení a g budeme označovat tíži skutečně naměřenou. Pro elipsoid bude gn = ge (1+sin2+sin22
Vzorců pro výpočet normální tíže bylo odvozeno několik – u nás a v bývalém východním bloku vzorec Helmertův, v ostatních Cassinisův.
Dalším účinkem na gravitační zrychlení je i změna nadmořské výšky (rotační elipsoid nahrazujeme geoidem) přírůstek poloměru r označíme dr a vyjádříme jako h pak můžeme vyjádřit i změnu gravitačního zrychlení s výškou. Po výpočtu dostaneme vzorec g = - 3,080 h tzn. Zvětší-li se výška bodu měření ve vzduchu o h metrů klesne tíže. Přesnější úvahy zavádí do vzorce i zeměpisnou šířku g = -3,0855 h + 0,00000072h2 – 0,00219 cos 2h (pro malé nadmořské výšky a kolem 45°plně postačí předcházející vzorec).
Slapové účinky Slunce a Měsíce jsou periodické, slapové síly působí nejen na hmotu vod ale i na tuhé a plynné hmoty Země. Rozeznáváme proto slapy mořské, zemské kůry a atmosféry. Slapové účinky odstraňujeme :
Opakovaným měřením na jednom bodě
Slapy předem vypočítáme a odečteme
Jedním přístrojem kontinuálně sledujeme slapy a odečítáme (nepoužívá se)
Tíhové anomálie.
Tvar Země, rotace, členitost povrchu a geologická stavba ovlivňují hodnotu tíhového zrychlení. Nežádoucí faktory se odstraňují několika redukcemi:
Redukce Fayeova (z volného vzduchu)
Redukce na povrch (topokorekce)
Izostatická redukce
Každá z těchto redukcí má jiný geologický význam.
Obecně lze redukce vyjádřit g (P) = g(P) – R(P) – gn(P0) = g(P0) – gn(P0), kde g(P) je tíže v bodě P, R redukce a gn(P0) je normální tíže v nulové nadm.výšce pod bodem P a g(P0) je tíže redukovaná na nulovou nadmořskou výšku.
Fayeova anomálie (anomálie z volného vzduchu)
gF = g0 – gn = g + 3,086h - gn
zobrazuje účinek nejen všech anomálních hmot, ale také účinek normálních hmot nad hladinou moře (pro volný vzduch).
Bougerova anomálie
Místo topografických hmot uvažujeme jen desku o mocnosti h a mající hustotu (redukční hustota). Účinek Bouguerovy desky je 2Gh=0,419h.
gB = g – gn + (3,086-0,419)h (bez terénní korekce)
Úplná Bouguerova anomálie
Zavedení terénní korekce gt k Bouguerově desce. Výpočet terénních korekcí je velmi pracný, řada výpočetních postupů. Výpočet prováděn po částech v oblasti měřícího bodu. Usnadnění počítačovými programy. Ve výpočtu je korekční člen B(h,) tzv. Bullardův člen, který je funkcí nadmořské výšky a hustoty kulového vrchlíku.
g = g – gn + (3,086-0,419)h + gt – B(ms–2) (s terénní korekcí)
Zvláštní případ – meříme-li tíhové zrychlení pod povrchem nebo pod hladinou vody má Bouguerova anomálie redukci tzv. Poincaréovu-Preyovu, používanou pro měření v ponorkách na moři a v dolech.
Izostatické anomálie
Korekce na kompenzaci hluboce uložených hmot – gravimetrická měření prokázala, že topografické hmoty jsou částečně kompenzovány v hlubokých částech zemské kůry. V prostory horských masívů existuje nedostatek hmoty pod nimi.
Dvě izostatické teorie:
Prattova – spodní hranice kůry leží v konstantní hloubce a tedy hustoty pod oceány jsou větší než pod horskými masívy
Airyho – zemská kůra má konstantní hustotu a kompenzace je docíleno změnami hloubky její mocnosti
Vening-Meineszova teorie regionální kompenzace – zemská deska se chová jako pružná deska, která se prohýbá pod vahou topografických hmot a kompenzace se realizuje jak ve vertikálním tak i v horizontálním směru.
Podle seismických měření se dělí zemská kůra na sedimentární pokryv (mocný někdy až několik km) s hustotou okolo 2,5 g.cm–3, granitickou vrstvu s mocností až 35 km a hustotou okolo 2,67 g.cm–3 na kontinentech a na bazaltickou vrstvu 4–35 km s hustotou okolo 2,98 g.cm–3. Dolní omezení zemské kůry je tzv. Mohorovičičova diskontinuita – Moho. Z uvedených faktů lze vyvodit, že průměrná hustota pod horskými masívy je 2,47 g.cm–3, pod kontinenty 2,81 g.cm–3 a pod oceány 2,98 g.cm–3. Pod zemskou kůrou je tzv. ultrabazická vrstva s hustotou 3,3 g.cm–3.
Izostatická anomálie je dána součtem ÚBA a izostatické korekce.
Geologický význam anomálií
Uvedené anomálie mají různý fyzikální smysl a i geologický význam. Fayeovy anomálie jsou projevem víceméně topografických hmot a projevy geologické mohou být jen druhořadé. Bouguerovy anomálie bez topokorekce jsou stále ještě ovlivněmy reliéfem terénu, úplné Bouguerovy anomálie jsou už ovlivněny pouze poloměrem kruhu v němž jsou korekce spočítány a zvolenou redukční hustotou (při její špatně zvolené hodnotě může dojít ke vzniku falešných anomálií neodpovídající geologickému významu). Izostatické anomálie se používají při regionálním průzkumu stavby zemské kůry. Projevem izostáze je např. litosféra pod Hawaiskými ostrovy, kde dochází k jejímu prohýbání. Ostrovy jsou situovány na vrcholku vulkanických erupcí z oceánské desky a jejich tíže způsobuje její prohnutí (v místech, kde se nachází tzv. stoupající pluma, místo oslabené zemské kůry, kde dochází k vulkanickým erupcím. Stále ještě nevíme, jak dlouhá je doba znovunabytí rovnováhy litosféry po zatížení. Příkladem je zatížení při pevninském zalednění, kdy ještě tisíce let po rozpuštění ledovce dochází k vyrovnávání zemské kůry – zdvihu reliéfu.
Hustoty hornin
Určují se laboratorně měřením horninových vzorků. U horniny (která se skládá z pevné fáze a také z plynné a kapalné) zavádíme pojem přirozené hustoty hornin P = m/ (poměr hmotnosti všech fází těles k jeho objemu), objemové hustoty O = mt/(poměr hmotnosti tuhé fáze k celému objemu) a hustoty pevné fáze horniny – mineralogická hustota m = mt/t (poměr hmotnosti tuhé fáze k objemu tuhé fáze). Zavádíme pojem pórovitost horniny p = P/P je součet objemu kapalné a plynné fáze v hornině).
Pro neporézní horniny (pórovitost menší než 1%) splývají přirozená, objemová i mineralogická hustota. Měří se hustoty pro jednotlivé horninové komplexy nebo geologické jednotky, liší se!
Hustoty některých hornin:
hornina
Hustota mineralogická (g.cm–3)
sedimenty (hlíny, písky, jíly)
1,2–2,6
granit
2,65
granodiorit
2,68
diorit
2,83–2,88
tonalit
2,73
bazika
2,95–2,97
metabazalt kulmu
2,82
vápence
2,70–2,76
rula
2,73–2,75
ortorula
2,64–2,66
amfibolit
2,98–3,1
serpentinit
2,78
kvarcit
2,66–2,67
fylit
2,78–2,84
břidlice
2,74–2,78
erlán
2,84–3,1
eklogit
3,5
Magnetit, železné rudy
4–5
sulfidy
3,5–7,6
Černé uhlí
1,3–1,4
sůl
1,6-2,2
rašelina
0,8
Nízké hustoty mají mají horniny bohaté na křemen a alkalické živce, s přibývajícím obsahem bazických živců, slíd a ostatních tmavých minerálů hustota stoupá. Nejnižší hustoty mají žuly a aplity, nejvyšší amfibolity a eklogity. Nižší hustoty jsou také v tektonicky postižených horninách.
Vyvřelé horniny mají malou pórovitost, proto jejich hustota závisí především na mineralogickém složení.
Hlubinné vyvřelé horniny (např. žula, diorit, gabro) jsou hrubozrnné a mají vždy větší hustotu než horniny výlevné stejného chemického složení (např. křemenný porfyr, andezit, diabas), které jsou jemnozrnné.
Sedimentární horniny jsou velmi variabilni. Sedimentární horniny mají vyšší pórovitost, která je hlavním faktorem ovlivňující přirozenou hustotu. Hustota sedimentů stoupá s hloubkou, zpevněním.
Metamorfované horniny mají rozmanité hustoty, zavisí na složení původní horniny a procesech metamorfo
ózy. Např. serpentinizace způsobuje pokles hustot ultrabazik ze 3,3 na 2,5 g.cm–3, u granodioritu z 2,65 na 2,55 g.cm–3. Epidotizace způsobuje vzrůstání hustot, např. u křemenného dioritu z 2,78 na 3,00 g.cm–3.
Zemská tíže
-absolutní měření je reali
Vloženo: 28.10.2011
Velikost: 8,47 MB
Komentáře
Tento materiál neobsahuje žádné komentáře.
Copyright 2024 unium.cz