Uvod do užité geofyziky

zováno jen na několika bodech zemského povrchu, základny (měření volného pádu, velmi pracné)
- relativní měření ke kterému slouží gravimetry
Tíhová měření – přístroje.
Gravimetry jsou velmi přesné měřící přístroje na měření relativních hodnot tíhového zrychlení.Dnešní přístroje měří s přesností setin mGal, digitální odečítání. Princip: závaží na torzním křemenném vlákně a soustava pružin.
Měření s gravimetrem
Gravimetr je nutné uvést soustavou libel do vodorovné polohy, náklon gravimetru způsobí nepřesnost – zmenšení hodnoty g.
Tepelná kompenzace – systém je z taveného křemene umístěn ve vakuu s mechanickým teplotním kompenzátorem.
Chod gravimetru – časové změny se určují opakovaným měřením na bodě.
Cejchování gravimetru (určení jeho konstant) se provádí na tzv. základně.
Speciálně upravené gravimetry se používají také při měření tíhového zrychlení na moři, ve vrtech
Terénní měření
Je třeba formulovat řešený geologický problém, podle hustotních parametrů zhodnotit možnosti gravimetrie a stanovit měřítko prací (např. v měřítku 1: 50 000 4 tíhové body na km2).
Gravimetrická měření se uskutečňují na jednotlivých bodech, které jsou zaměřeny výškově přesnou nivelací. Při tíhovém měření pořadu bodů musí být první a poslední bod napojen na stejný základní bod (do 5hod). Pro určení chodu gravimetru se opakují měření ve 2–3 hod. intervalech na 10–15% bodů. Na každém bodu musí být nejméně 2 čtení. Pro získání dat musíme převést čtení z dílků gravimetru na mGal (ms–2), opravit o chod přístroje a vliv slapových sil. Počítají se hodnoty ÚBA g.
Interpretace gravimetrických dat
Většinou se interpretují ÚBA.
Snažíme se známou geologickou situaci srovnat s naměřenými daty při současné znalosti hustot horninových těles.
Porovnáváme naměřená data s účinky modelu (přímá úloha), tzv. kvalitativní interpretace.
Kvantitativní interpretace je hledání polohy a tvaru anomálního tělesa výpočtem.
Přímá úloha gravimetrie – nalezení (výpočet) anomálie, kterou vyvolá těleso o známých rozměrech, poloze a hustotě. Řeší se pro jednoduché tělesa (koule, válec, deska stupeň) pomocí přesných analytických metod.
Obrácená úloha gravimetrie – hledá rušivé těleso analýzou známé anomálie, předem stanovujeme tvar tělesa a hustotu.
Můžeme modelovat jak tělesa dvojrozměrná tak i třírozměrná.
Problémy:
často různá tělesa mohou způsobit identickou tíhovou anomálii (tvar a hloubka uložení). Je tedy nejednoznačné řešení naměřené anomálie.
hustotní kontrast těles může být stejný při různých horninových hustotách (těleso o hustotě 2,6 v prostředí 2,5 stejné jako těleso 2,5 v prostředí 2,4)
Nejednoznačnost řešení může být omezena známými geologickými poměry.
Odvozená tíhová pole
Mapa ÚBA je komplexním obrazem tíhového pole v dané oblasti g = gR + gL, zachycující jak velké a hluboce uložené geologické struktury tak i malé lokální nehomogenity. Proto se v gravimetrii snažíme odseparovat tyto dvě anomální pole – regionální anomálie vyjadřující hlubokou stavbu celého velkého území a reziduální anomálie z hlediska prospekční geologie odrážející vliv mělce uložených a malých lokálních těles. Výpočet odvozených polí je složitý uvedeme si nejdůležitější údaje: regionální pole se většinou odvozuje buď transformací pole v oboru S (vážená střední hodnota pole uvnitř rovinného oboru S) nebo jako výpočet pomocí polynomu určitého stupně. Rezidualní anomálie se často přepočítávají na první a druhou derivaci tíhového zrychlení, horizontálního a vertikálního gradientu. Zvláštní metodou je metoda Linsserova pro sledování příkře upadajících hustotních rozhraní.
Použití gravimetrických metod v geologickém průzkumu
Tíhové pole odráží rozložení hustotně rozdílných horninových struktur a průběhy tektonických rozhraní. Pro ČR jsou v současné době sestaveny tíhové mapy ÚBA pro měřítko 1 : 200 000 a většina území je pokryta i detailním tíhovým mapováním v měřítku 1 : 25 000.
Gravimetrické metody byly úspěšně využity:
Ke sledování sedimentárních pánevních struktur
Určení vertikálních rozhraní hustotně odlišných horninových prostředí (kontakty geologických jednotek)
Poloha granitových masívů a bazických těles
Sledování zlomových struktur
Určení tíhových minim pro plochy nadějné na výskyt nafty
Využití mikrogravimetrie ve vyhledávání podzemních prostor, dutin, sklepů a poddolovaných území
Řešení globální stavby zemského tělesa (určení tvaru geoidu, určení max. měrné hustoty 12-15 g.cm–3, vymezení nehomogenit ve svrchním plášti, určení kontinentální a oceánické kůry na zemském tělese)
Radiometrické metody
Metody měření přirozené radioaktivity hornin. Jedna z metod využívaná ke geologickému mapovaní, rozlišení horninových komplexů a nalezení tektonických poruch.
Fyzikální základy
Stavba hmoty – atomy ( jádro + elektronový obal, jádro je složeno z protonů a neutronů, elektrony se pohybují v jednotlivých sférách. Proton nese kladný náboj, elektron záporný a neutrony jsou bez náboje.
Izotopy prvků – chemický symbol prvku s hmotnostním číslem. Je-li atom v rovnovážném stavu je počet protonů roven počtu elektronů ve sférách a atom je elektricky neutrální.
Jádra některých prvků se rozpadají – dochází k emisi částic nebo energie = jaderné záření. Prvky, které mají tuto vlastnost jsou prvky radioaktivní. Typy jaderných přeměn jsou alfa, beta rozpad, dělení jader, záchyt elektronů.
Zákon radioaktivního rozpadu vyjadřuje závislost úbytku počtu atomů (N) radioaktivního prvku na čase (t).
Nt = N0 e–t
kde Nt je počet atomu po době t, N0 počet atomů v době 0, e=2,718282 a  je rozpadová konstanta (s–1). Poločas rozpadu T je doba, za kterou se rozpadne z počátečního množství prvků jedna polovina T = ln2/ = 0,693l.
Přirozené radionuklidy vytváří přirozené rozpadové řady: řada 238U, aktinouranu 235U a řada thoria 232Th.
Do skupiny přirozených radionuklidů jejichž produkty rozpadu jsou stabilní patří K, Ca, Rb, Zr aj. Nejdůležitějším radioizotopem je K.
Přeměny radionuklidů doprovázejí emise energie tzv. radioaktivní záření. Záření alfa je proud kladně nabitých částic, záření beta záporně nabitých částic. Záření gama je elektromagnetické záření s vlnovým charakterem. Každý radionuklid má charakteristické množství záření gama.
Měření záření
Detektory
Ionizační komory – ionizační záření zdroje ionizuje plyn v prostoru kondenzátoru. Měří se ionizační proud, používají se k detekci alfa zaření
Geiger-Muellerovy trubice – impulsní detektor, plyn mezi katodou a anodou, ionizace při dopadu ionizující částice, měří se počet impulsů. Detekce záření beta, menší pro gama.
Scintilační počítače – scintilační látka + fotonásobič, dopad částice způsobí emisi fotonu (scintilace), který dopadá na fotokatodu a emituje elektrony. Měří se amplitudy impulsů, které odpovídají energii detekovaným částicím.
Polovodičové počítače – vznik volných nositelů nabojů po dopadu částice do polovodiče.
Radiometrické přístroje:
Dozimetry
Měřiče střední četnosti impulsů
Počítače impulsů
Přístroje na měření úhrnné aktivity gama
Spektrometry – přímá úměrnost mezi amplitudou impulsu a energií detekovaného záření.
Výsledky měření radioaktivity mohou být zatíženy chybami nahodilými, systematickými a hrubými. Odstraňujeme nahodilé chyby statistickým zpracováním. Při měření geologických objektů se současně měří i hodnota pozadí. Chyby lze odstranit stíněním pozadí, větší citlivostí detektoru a geometrií měření.
Radioaktivita zemské kůry
Nejdůležitějšími prvky v zemské kůře, které určují radioaktivitu hornin jsou K, U a Th.
Uran – v zemské kůře v koncentraci 2–4 ppm, tvoří samostatné minerály a je přítomen v akcesorických minerálech jako je zirkon, titanit, apatit, monazit, orthit. Je mobilní.
Thorium – v koncentraci 8–12 ppm, v akcesorických minerálech jako je monazit, orthit, zirkon, titanit, epidot a apatit. Je stabilní, pohyb je mechanický transport.
Draslík – v koncentraci 2,5 %, je rozšířeným prvkem, největší obsahy mají draselné živce, leucit, nefelin, biotit, muskovit, sericit a flogopit. Nižší obsahy mají plagioklasy.
Radioaktivita magmatických hornin vzrůstá s kyselostí. Vysokou radioaktivitu mají magmatity finálních fází (efuzivní), nejvyšší mají syenity, fonolity, žuly, granodiority a nízké ultrabazika a bazika. Radioaktivita sedimentů – závisí na usazovaném materiálu.
Radioaktivita metamorfovaných hornin – závisí také na výchozím materiálu, může být při metamorfních procesech zvýšena či snížena.
V terénu měříme gama záření, na kterém se podílí všechny tři prvky řádově stejně.
Měření úhrnné aktivity gama – v terénu se realizuje buď Geiger-Muellerovým počítačm nebo scintilačním počítačem. Měřená četnost impulsů nT = aTQK + bTQU+ cTQTh kde vystupují koeficienty citlivosti pro každý prvek a koncentrace daného prvku.
Pro určení koeficientů se radiometry cejchují pomocí bodového standardu Ra.
Gamaspektrometrická měření – stanovení obsahů K, U a Th a využívá se stejné závislosti četnosti impulsů, ale měří se v dané oblasti energie daného prvku (tři rovnice). Standardem pro spektrometry jsou geologické objekty s blízkými hodnotami koncentrací radioaktivních prvků.
Hlubinný dosah měření gama je do 0,5 m (závisí na podmínkách).
Letecký průzkum gama
Registrace nad terénem, ovlivnění výškou letu, reliéf. Provádějí se letadly nebo vrtulníky. Výška letu 30 –120 m, snímání skutečné dráhy letu a lokalizaci profilů.
Letecké měření úhrnné aktivity gama a gamaspektrometrie.
Automobilový průzkum gama
Pro detailní měření průzkumu radioaktivních surovin, ke geochemickému mapování a k ověřování leteckých anomálií. Měření na vozidlech při jízdě, opět registrace trasy jízdy. Přesná lokalizace.
Pěší průzkum gama
Na malých plochách jako vyhledávací, detailní průzkum. Měření na výchozech hornin v nepravidelné síti – údaje o přirozené radioaktivitě jednotlivých typů. Umožňuje litologické rozlišení hornin, stanovení struktur v terénu.
Hloubkový průzkum gama
Ve vrtech – metody karotáže
Interpretace dat
Statistické zpracování dat pro účely geologického mapování. Určení obsahu radioaktivních prvků v jednotlivých horninových typech.
Zpracování leteckého měření do map izolinií pro jednotlivé radioaktivní prvky – rozlišení litologických typů, kontaktů hornin, tektonických zón, ložisek uranu vázaných v izolovaných tělesech.
Zpracování automobilových dat – profily měření pro upřesnění anomálií, rozlišení horninových komplexů.
Seismické metody
Seismos = z řeckého „otřesy země“ a logos „mluvit o něčem, studovat“
Seismické metody v první řadě přinášejí informace o struktuře Země (v jakémkoliv měřítku). V zásadě je to metoda, která zaznamenává seismické vlny (jak odražené, lomené, difragované) vracející se od zdroje zpět na povrch a přinášející svými změnami informaci o prostředí, kterým prošly. Seismické metody určují především rozhraní uložené horizontálně. Seismický průzkum je soubor geofyzikálních metod využívajících ke studiu geologické stavby uměle vybuzené seismické vlny. Ty jsou na povrchu registrovány souborem zařízení tvořící tzv. seismický kanál.
Základní metody jsou refrakční a reflexní seismika a seismologie.
Fyzikální základy
Seismické vlny se od svého zdroje šíří všemi směry a pronikají do velkých hloubek. Na jednotlivých rozhraních a nehomogenitách se lomí a odrážejí a vracejí zpět k povrchu, kde jsou zaznamenány citlivými přístrojí – seismometry. Měření doby průběhu a studium charaktery registrované vlny umožňují určit hloubku a tvar rozhraní a informaci o horninových prostředích.
Hookův zákon
Vztah mezi napětím a deformací, velikost deformace je přímo úměrná velikosti napětí. Elastické vlastnosti prostředí jsou udávány elastickými parametry např. Laméovými  a , nebo také Youngovým modulem pružnosti E a Poissonovým číslem . Deformace v elastickém prostředí jsou dvojí – objemové a tvarové(střižné), které se navzájem kombinují.
Jednotlivé částice vykonávají krátkodobé kmity. Pohybující se částice se v prostředí od místa napětí (rozruchu) postupně šíří po vlnoplochách všemi směry a vzniká tak elastická vlna.
Termíny:
Vlnová délka  – délka mezi opakujícím se vlnovým tvarem (maximem nebo minimem)
Amplituda a – maximální posun ze stacionární polohy
Seismická rychlost v – rychlost šíření seismické vlny prostředím
Perioda vlny T a Frekvence f – opakování maximální hodnoty (vztah mezi nimi je dán f=1/T)
Kruhová frekvence ω – je dána vztahem ω=2f
v = f . 
Paprsky – směr šíření kmitajících částic ve vlnoplochách, jsou vždy kolmé k vlnoploše.
Rozdělení seismických vln:
1.Vlny objemové
Vlna podélná P je vázána na deformace objemové (tlakové a expanzní) a na hmotné částice, tedy na prostředí pevných látek, kapalin i plynu. Její rychlost je dána vztahem
Vp = √+2/
Vlny způsobuje pohyb částic prostředí ve směru šíření seismické vlny.
Vlna příčná S je vázána pouze na střižné deformace a šíří se prostředím, kde dochází k vzájemnému posunu vrstev, tedy jen pevným prostředím. Částice kmitají kolmo na směr šíření seismické vlny. Šíří-li se v horizontální rovině a částice kmitají vertikálně definujeme vlnu jak SV (vertikálně polarizovanou, kmitají-li částice kolmo na směr šíření v horizontální rovině označujeme vlnu jako SH (horizontálně polarizovanou). Obecně v prostředí vzniká pohyb kombinací obou . Rychlost je dána vztahem
Vs = √m/r
A vztah rychlostí mezi příčnou a podélnou vlnou je Vp/Vs ≥ √2
2.Vlny povrchové
Dalšími vlnami jsou vlny povrchové L které mohou kmitat buď kolmo ke směru šíření tzv. Loveovy LQ nebo celým objemem Rayleighovy LR. Existují jen v blízkosti zemského povrchu.
Nejdůležitější informace získáváme ze studia časů příchodu seismických vln. Při seismickém studiu se nejčastěji používají vlny podélné, P vlna.
Časový průběh vlny na záznamu – v době t0 se na zápisu objeví první nasazení vlny. Extrémy (maxima a minima) projevující se na záznamu nazýváme fáze vlny. Seismická měření provádíme obvykle podél profilů a zjišťujeme v daných bodech čas příchodu jednotlivých vln. Graf závislosti času t příchodu vlny na souřadnicích se nazývá hodochrona. Hodochrona podél bodů měření na profilu se označuje jako profilová. S pojmem hodochrony je nutné uvést i pojem zdánlivá rychlost. Je dána vztahem Vzd = x/t, tedy určitým časovým rozdílem, který vlna překoná na daném úseku na profilu. Ve skutečnosti však vlna urazila vzdálenost pod povrchem s která je dána úhlem  (úhel který svírá se zemským povrchem) dopadu na rozhraní (úhel s normálou k povrchu e), od kterého se odráží s = x.sin = x.cose, pak Vzd = v/sinv/cose(zákon zdánlivé rychlosti – Benndorfův zákon)Vyplývá, že zdánlivá rychlost je zpravidla větší než skutečná. Zákony šíření seismické vlny lze vyjádřit principy Huyghens-Fresnelovým a Fermatovým.
Huyghens-Fresnelův princip – jednotlivé body čela vlny lze pokládat za elementární zdroje vlnění a obalová čára těchto vln s poloměry vlnoploch r = v.t udává polohu vlny v čase t0+t. Rovnice (t/x)2 + (t/y)2 + (t/z)2 = 1/v2(x,y,z) udává rozložení rychlosti šíření seismické vlny prostředím.
Fermatův princip – čas průběhu seismické vlny podél paprsku je menší než čas jejího průběhu po libovolné jiné dráze. (přímočaré šíření paprsku v homogenním prostředí).
T = ∫A ds/v(x,y,z,) A je délka paprsku.
Odraz a lom paprsku
Dopad na rozhraní dvou různých prostředí (odlišná hustota a rychlost šíření). Při dopadu seismické vlny na rozhraní se vlna dělí (druhotné vlny) a vznikají vlny přímé,odražené a lomené. Směry šíření jsou určovány
Snellovým zákonem, který je definován jako
sin 1/v1 = sin 2/v2 . 1 je úhel dopadu a 2 úhel odrazu.
Zákon lomu
sin /v1 = sin /v2, kde  je úhel lomu. Vyplývá, že paprsek se lomí v prostředí kde v1 ≠ v2, směrem k normále když v1 > v2 a směrem od normály když v1 < v2 . Pokud úhel  je roven kritickému úhlu i, pak se paprsek láme podél rozhraní a sin i = v1/ v2 . Je-li úhel dopadu větší než kritický, dochází k úplnému odrazu a všechna seismická energie se odráží od rozhraní a už neproniká pod ně.
Geologické základy seismických metod.
Šíření seismické energie horninovým prostředím je ovlivňováno geologickou stavbou, strukturou hornin a jejich hustotou, tvarem.
Rychlost šíření
Litologický charakter hornin určují elastické podmínky prostředí a hustotu na nichž je rychlost šíření závislá. Rychlost je dána poměrem pevné fáze a pórovitosti, výplní pórů (kapalina, plyn), tlaku v horninách a velikosti zvětrání.Určují se také laboratorně měřením horninových vzorků. Záleží na struktuře hornin, takže se měří v závislosti na lineaci a foliaci hornin, nebo puklinatosti horniny.
Rychlosti šíření seismických vln ve vzduchu = 310-360 m.s–1, voda = 1450-1500 m.s–1,
Rychlosti některých hornin:
hornina
Rychlost Vp (m.s–1)
sedimenty (suchý písek,štěrk)
150–600
sedimenty (suchá jílovitá půda)
300–900
sedimenty (vlhký písek)
600–1300
pískovec
okolo 3100–4000
vápenec
2600–6500
metamorfované h.
4000–6600
granit
4000–6000
gabro
6000–6500
peridotit
6500–7000
Nízké rychlosti mají horniny sypké, sedimenty s vysokou pórovitostí a horniny zvětralé. Vysoké rychlosti mají horniny zpevněné, homogenní a jemnozrnné, bazické. U metamorfovaných hornin hraje důležitou roli směr foliací, podél foliace jsou rychlosti vyšší než kolmo k ní.
Při průchodu prostředím dochází k absorpci seismické energie způsobenou nedokonalou pružností hornin. Koeficient absorpce je závislý na frekvenci seismické vlny – čím vyšší je frekvence tím vyšší je i absorpce seismické energie.
Hlavní typy objemových vln registrovaných při seismickém průzkumu:
vlna přímá, šíří se podél zemského povrchu,
vlna odražená, odráží se od seismických rozhraní v hloubce, rozhraní odděluje prostředí s rozdílným vlnovým odporem (= hustota x rychlost)
vlna lomená (čelná), která klouže podél rozhraní a vrací se od něj zpět k povrchu, rychlost v podloží je vyšší než v nadloží.
Podle registrovaných vln se rozdělují dvě hlavní seismické metody:
metoda odražených vln (reflexní seismika)
metoda lomených vln (refrakční seismika)
Čas příchodu seismické vlny v závislosti na vzdálenosti od zdroje se vyjadřuje pomocí hodochron.
Rovnice hodochron pro rovinná rozhraní (v1 rychlost v nadloží, mocnost nadloží):
Vlna přímá t = x/v1
Vlna odražená t = 1/v1 √ 4h2 + x2 ± 4hx sin 
Vlna lomená t = x/v1 sin (i ± ) + 2h/v1 cos i
Rychlost s hloubkou většinou vzrůstá následkem zmenšování pórozity. Proto rychlost v rovnicích hodochron je ve skutečnosti střední rychlost do rozhraní. Z měření ve vrtech se určují přibližné hodnoty tzv. efektivní rychlosti a vrstevní rychlosti.
Zdánlivá rychlost je rychlost podél povrchu odečtená z hodochrony vzd = x/t
Metoda společného reflexního bodu (SRB) – metoda násobných překrytí. Při této metodě se používá velkého množství bodů odpalů, naměřené časy jsou vztahovány k bodům odrazu na rozhraní společných pro různé polohy bodů odpalů a příjmu. Po zavedení časových korekcí jsou naměřené časy přepočítávány na časy t0 (t0 = 2h/v1) odpovídající jednotlivým společným reflexním bodům. Na výsledném časovém řezu jsou pak zachyceny místo hodochron linie časů t0 odpovídající odrážejícím rozhraním. Hloubky vypočtené z t0 jsou hloubky normálové vzhledem k rozhraní, tj. při ukloněných rozhraních je časový řez z geometrického hlediska zkreslen. Časové řeza jsou převáděny na hloubkové.
Další seismické metody – metoda širokého profilu (wide line) a metoda křivočarého profile.
Seismická měření – přístroje.
Principgeofonu – snímače pohybu půdy: pevná část je tvořena magnetem v pevném spojení se zemí, ve které se po příchodu seismické vlny začne pohybovat cívka (hmota) zavěšena na pružině uvnitř magnetického pole. Pohybem cívky v magnetickém poli vzniká napětí, kter