Uvod do užité geofyziky

é se dále registruje a převádí se analogový záznam na digitální. Frekvenční charakteristika geofonu – potlačuje frekvence nižší než je vlastní frekvence. Konstrukce geofonu umožňuje snímat jak vertikální pohyby tak i horizontální, hovoříme tedy o jednosložkových geofonech (většinou snímají pouze vertikální pohyb) nebo o třísložkových geofonech, které registrují jak vertikální tak i horizontální pohyb (ve směrech světových stran).
Registrace se dnes většinou provádí digitálně, starší měření byla analogová (oscilografický zápis, žhavící drátek zaznamenává pohyb ručičky na oscilografický papír), dnes slouží jen jako kontrolní zápis – analogové bubny. Digitální registrace –v určitém časovém intervalu jsou registrovány amplitudy, posun nebo rychlost pohybu signálu a uchovávány buď na mediích (cartridge) nebo přímo v počítači. Registrace přímo na měřícím bodě nebo přenášena (telemetricky, internetem, přes satelit) do centrály. Princip seismických snímačů je stejný, pro různé metody se liší konstrukčně – prospekční seismika refrakční a reflexní, seismologické stanice.
Terénní měření
Dvě základní metody seismického průzkumu podle způsobu buzení a příjmu seismických vln – reflexní seismika (vlny odražené) a refrakční seismika (vlny lomené). Buzení seismického signálu – výbušninou nebo vibrační metodou (vibrátory jako zdroj vibrací). Měření s více geofony – seskupování geofonů (grupování) na linii profilu.
Metoda odražených vln (reflexe) – sledujeme strukturu prostředí, odrazné plochy (rozhraní mezi jednotlivými horninovými prostředími. Sledovatelnost rozhraní je dána sklonem, metoda vhodná pro nalezení horizontálně uložených rozhraní nebo jen mírně nakloněných. Profil na kterém jsou rozmístěny geofony a bod odpalu je bud uvnitř nebo vně geofonů. Body na okraji – metoda vstřícných hodochron. Metoda společného reflexního bodu – společné rozmístění geofonů a bodů odpalů na profilu, překrývají se při jednotlivých odpalech, posun po profilu. Při zpracování jsou pak registrace z jednotlivých odpalů přiřazeny ke stejnému bodu na rozhraní. Pak je zachycen na registraci odraz vyvolaný z několika bodů odpalů na společném reflexním bodě.
Metoda lomených vln (refrakce) – malé nebo velké hloubky. Sledujeme lomenou vlnu na záznamu a z jejího průběhu určujeme rychlost v prostředí, její změnu.
Hlubinné seismické sondování – využívá se obou metod, odpaly velkých náloží nebo komorových odpalů, c poslední době i využití zemětřesení.
Interpretace seismických dat.
Zpracování dat v současné době plně automatické, využití kvalitní počítačové techniky pro rychlé a přesné výsledky, využívání vysokého počtu záznamů pro upřesnění a kvalitu seismického obrazu.
Korekce záznamu (statické opravy):
Korekce na vrstvu malých rychlostí – odstranění zpoždění příchodu seismických vln při průchodu připovrchové vrstvy tvořenou většinou sedimentárním pokryvem (hlína, písek, štěrk). Pro zjištění rychlosti a mocnosti těchto vrstev se provádí oddělené měření, mohou být také předmětem zájmu při inženýrsko-geologickém nebo hydrogeologickém průzkumu (např. zjištění skrývky na ložiscích kamene, zvodnělého horizontu apod.)
Korekce na reliéf – odstranění vlivu odlišných nadmořských výšek bodů příjmu i bodů odpalů.
Korekce na fázi – oprava na odečet stejné fáze podle záznamu nejblíže bodu odpalu (podle prvního nasazení seismické vlny).
Určování rychlostí – z vrtů tzv. seismokarotáž, skutečná rychlost (rychlost měřená a vypočítaná v každém bodě jako dz/dt (z hloubka vrtu, t čas), střední rychlost je rychlost přiřazená jako konstantní určitému prostředí, vrstevní rychlost je rychlost v jednotlivých geologicky stanovených vrstvách.
Z hodochron pak určujeme rychlost efektivní, která se blíží vět訚inou rychlosti střední a je to rychlost v prostředí mezi povrchem a seismickým rozhraním, nejčastěji se určuje z průsečíku hodochron přímé a lomené vlny jako (dx/dt)v průsečíkuA.
Výstupem bývají většinou časové nebo hloubkové řezy. Pojem migrace – transformace časového řezu na hloubkový, při migraci je vypočítáván posun odrazné plochy z vertikální do normálové roviny. Využívá se sumace pro každý bod seismické stopy.
Použití seismických metod v geologickém průzkumu.
Ke sledování sedimentárních pánevních struktur
Vyhledávání roponosných a plynových struktur
Určení horizontálních rozhraní hustotně a rychlostně odlišných horninových prostředí (kontakty geologických jednotek)
Výzkum hlubinné stavby Země
Sledování zlomových struktur
Sledování hladiny spodní vody
Výzkum a sledování sesuvů
Výzkumy krasových území
Magnetometrické metody.
Základní obecná geofyzikální metoda pro poznání Země. Využívá magnetického pole Země, geologická tělesa porušují normální geomagnetické pole pokud obsahují feromagnetické minerály. Metodu lze použít k vyhledávání magnetických těles a struktur. Paleomagnetismus využívá změn normálního geomagnetického pole v čase, který je zaznamenán v horninách s přítomností magnetických minerálů.
Fyzikální základy.
Magnetické pole Země – Země je obrovským magnetem a na povrchu lze zaznamenat vzniklé pole. Severní geomagnetický pól má souřadnice 82°S délky a 248°V šířky (Kanada). Jižní geomagnetický pól má souřadnice 65°J délky a 138°V šířky (Antarktický oceán, j. od Austrálie). Geomagnetické pole Země je odkloněno od osy rotace Země asi o 11°.
Siločáry a vektory pole geocentrického koaxiálního dipólu, které je stejné s polem homogenně magnetizované
zem
Ve skutečnosti musíme počítat magnetické pole geo
odklon
Podobně jako u gravitačního pole lze vyjádřit gravitační sílu lze u magnetického pole vyjádřit
m
Složky magnetického pole: (X,Y,Z) jsou definovány v Kartézském souřadném systému (sever, východ, vertikálnsložka), měřené složky (H,D,Z) jsou (horizontální intenzitadeklinace, vertikální složka), úhel totálního magnetivektoru s horizontální rovinou
m
Deklinace – úhel mezi zeměpisným a magnetickým poledníkem, východní deklinace je kladná, západní záporná.
Jednotkou pro měření magnetické intenzity je Tesla, pro geomagnetické pole se pro jeho velikost používá jednotka nanoTesla (nT).
Magnetické pole Země
Magnetické pole Země je v čase proměnné, tzv, variace – krátkodobé variace a sekulární variace. Mezi pravidelné variace patří denní variace o periodě slunečního dne. Ve složkách pole se jedná o desítky nT v deklinaci desítky minut. Průběh závisí na zeměpisné šířce a částečně na ročním období. Jedná se o magnetický efekt slapů ionosféry.
Nepravidelné krátkodobé variace od zlomků sekund po desítky minut se vyskytují během celého dne, jsou to tzv. pulsace a vznikají sluneční aktivitou. Mimořádná sluneční aktivita je příčinou náhlých magnetických bouří (sluneční vítr), mohou se vyskytnout až několikrát za měsíc, trvají i více dní a mají za následek nepravidelné variace až několik set nT. Intenzita stoupá v závislosti na zeměpisné šířce.
Při porovnání střední roční hodnoty jednotlivých prvků magnetického pole sledujeme systematickou změnu (změna deklinace, změna velikosti vektoru). Sekulární variace postihují nedipólovou část pole (tj. tu část magnetického pole, kterou získáme odečtením pole odkloněného dipólu od skutečně naměřeného pole). Centra nejrychlejších změn nazýváme ohniska, v současnosti je jich pozorováno 8, z nichž 4 jsou kladné a 4 záporné. Vyskytují se v oblastech kontinentálních anomálií a systematicky se posunují k západu (západní drift). Při pravidelném posunu oběhnou Zemi asi tak za 1 800 let. Při archeomagnetickém průzkumu se zjistilo, že magnetický moment se měnil v průběhu předcházejících let také své znaménko. To se stalo základem dalších paleomagnetických výzkumů a pozorování na jejichž základě vznikla časová stupnice inverzí (podle Cox a Verhoogen 1970) a zjištěny byly inverze odpovídajících sledu střídání kladných a záporných hodnot v magneticky anomálních zónách světových oceánů, což se stalo základem teorie rozšiřování dna oceánů směrem od středooceánských hřbetů. ⇒ desková tektonika (plate tectonic).
Zdrojem geomagnetického pole jsou pravděpodobně konvekční pohyby uvnitř Země, vznikající v tekutém vodivém jádru při rotaci tělesa.
Magnetické vlastnosti hornin
Na základě znalosti magnetických vlastností hornin lze posoudit, zda k řešení geologického problému lze využít magnetických metod. Zároveň lze určit i metodiku prací a musíme se o ně opírat i při interpretaci naměřených dat.
Hlavními parametry jsou :
Vektor M celkové magnetizace jako součet indukované magnetizace Mi a přirozené remanentní magnetizace Mn. Dále určujeme koeficient Q jako Mn/ Mi , který nám udává kolikrát větším podílem přispívá k celkové magnetizaci přirozená remanentni magnetizace. Q>>1 zejména u výlevných vyvřelin. Platí, že Mi má směr současného magnetického pole, Mn je buď blízký směru Mi nebo má směr pole které působilo na horninu v době jejího vzniku (nebo leží někde mezi nimi).
Magneticky významné minerály:
1. Diamagnetické
Magnetická objemová susceptibilita (kappa) je záporná, v řádu 10–6 až 10–5 SI a nezávislá na teplotě. (např. grafit, halit, sádrovec, diamant, křemen, živec, galenit)
2. Paramagnetické
Magnetická objemová susceptibilita (kappa) je kladná, v řádu 10–5 až 10–3 SI, konstantní v různých magnetických polích a nepřímo uměrná absolutní teplotě. (např. pyrit, muskovit, amfibol, biotit, siderit, pyroxen)
3. Ferimagnetické (vzácněji feromagnetické)
Magnetická objemová susceptibilita (kappa) je kladná, vysokých hodnot a závislá na teplotě složitým způsobem. Nad Curieovou teplotou (různý pro různé ferimagnetické minerály) se mění na paramagnetické. Rudní minerály
oxidy ⇒ magnetit (ferimagnetický) přeměnou vzniká lepidokrokit, limonit, hematit nebo maghemit, s Ti tvoří titanomagnetit. Výskyt: vyvřeliny (přibývá spolu s bazicitou), metamorfity (v katazóně), vysoké podíly ve skarnech. Také jako detritický minerál v sedimentech. ⇒ hematit bývá hojný v sedimentech, ⇒ ilmenit je hlavním nositelem Ti, je častý v přírodě, především v bazických horninách (hematit a ilmenit vytvářejí ilmenohematity, s obsahem hematitu do 50% je feromagnetický, nad 50% antiferomagnetický)
hydroxidy ⇒ goetit, lepidokrokit a limonit, mají menší význam pro magnetické vlastnosti než oxidy
sulfidy ⇒ pyrhotin (feromagnetický) je silně anizotropní, susceptibilita až 10–2 SI. Běžný minerál v bazických hlubinných vyvřelinách, častý v amfibolitech a kontaktně metamorfovaných sedimentech.
Velikost magn.susceptibility a velikost i směr inverzní magnetizace závisí:
1. Na druhu a množství magneticky aktivních minerálů – nejvyšší susceptibility mají magnetit a maghemit, s rostoucím podílem obsahu v hornině stoupá i její magnetická susceptibilita.
2. Na tvaru tělesa
3. Na anizotropii magn. susceptibility – horniny se magnetují ve směru působícího magn pole jen jsou-li magneticky izotropní.
4. Na rozměrech minerálních zrn – vyšší u hojněji zastoupevých větších zrn
Přirozená remanentní magnetizace (NRM)
Na horninu v době jejího vzniku působilo více faktorů a podle toho vznikly i různé druhy remanentní magnetizace. Obecně je součtem několika vektorů NRM.
1. Izotermální remanentní magnetizace (IRM) – vzniká v důsledku krátkodobého působení permanentního pole (zemského) na feromagnetické minerály v hornině při konstantní teplotě a tlaku. Většinou je malá, pokud působící pole nebylo velmi silné.
2. Viskózní remanentní magnetizace (VRM) – vzniká dlouhodobým působením pole, je běžná pro všechny horniny a je blízká současnému poli Země.
3. Termoremanentní magnetizace (TRM) – vzniká při chladnutí horniny v zemském magnetickém poli do normální teploty. U vyvřelých a především u efuzivních hornin je hlavní složkou NRM.
4. Chemická remanentní magnetizace (CRM) – vytváří se při krystalizaci minerálů za nižších teplot v zemském magnetickém poli.
5. Detritická remanentní magnetizace (DRM) – získávají usazené horniny sedimentací feromagnetických minerálů, které se natáčí do směru zemského magnetického pole a fixuje se.
6. Dynamická remanentní magnetizace (PRM) – může vznikat při proměnném tlaku v zemském magnetickém poli (efekty tektonické, seismické a mechanické).
Přímá úloha magnetometrie
Je to řešení nalezení magnetického potenciálu nebo jeho derivace podle daného tvaru tělesa, rozměrů a magnetizace. Jsou- li známé magnetická pole zvolených těles lze jich využít při srovnávání s naměřenými daty a řešením nepřímé úlohy. Tvary těles jsou velmi různorodé a složité, nicméně je lze v určitém přiblížení přirovnat k některým známým tvarům těles. Jsou řešena většinou tělesa ve tvaru koule, tyče, desky, kruhového válce, stupeň ve svislé i šikmé poloze pro složky H, Z a T magnetického pole.
Přístroje a měření.
Laboratorní měření – rotační (měření Mn) a astatický. Dříve používané magnetické váhy pro zjišťování složky Z v terénu zcela nahradily protonové magnetometry, nově atomové. Běžně na geologických pracovištích bývá kapametr pro terénní měření magnetické susceptibility.
Rotační magnetometr – v laboratořích na horninových vzorcích. Rotující vzorek vytváří časově proměnné magnetické pole, které indukuje ve snímací cívce střídavé napětí. Jeho amplituda a fáze udává velikost a orientaci vektoru NRM. Současně se měří rotující referenční vzorek (magnet) , u kterého je definována orientace k osám x,y,z.
Astatický magnetometr – systém dvou magnetů zavěšených na torzním vlákně a orientován do roviny magnetického poledníku. Vložený horninový vzorek vyvolá magnetické pole, které vychýlí magnety, poloha je definovatelná a lze změřit účinek magnetického momentu, který vyvolal pootočení.
Protonový magnetometr (PM) se tak jmenuje proto, že k měření magn. pole využívá precese protonů. Protony (čili vodíková jádra v nějaké kapalině bohaté na vodík) se chovají jako maličké magn. dipóly. Tyto magnety se dočasně polarizují tím, že se vystaví působení silného magn. pole, generovaného budící cívkou. Když se polarizační proud vypne, protony se opět přizpůsobí vnějšímu magn. poli a generují v cívce malý signál, jehož frekvence je úměrná indukci tohoto magn. pole. Nevýhodou PM je, že měří pouze velikost a totálního vektoru (nelze měřit zvlášť vertikální a horizontální složku geomagnetického pole) a jeho prostorové a časové variace (ale většinou to stačí). Rozlišovací schopnost PM je asi 0,1 nT, absolutní přesnost kolem 1 nT. Registrace geomagnetického pole trvá na bodě několik vteřin. Prakticky je možné počítat s rychlostí až 5 bodů za minutu. Sonda s kapalinou mívá objem 0,5 l. (Karous - Gürtler - Nikl 1998; Křížová 1998)
Měření vertikálního gradientu indukce magn. pole je mnohdy výhodnější než měření magnetické indukce samotné. K vyhodnocovací jednotce se připojí nad sebou dvě sondy tak, aby mezi nimi byla pevná vzdálenost. Rozdíl obou naměřených údajů umožňuje vypočíst průměrný vertikální gradient. Gradientové (diferenciální) měření odstraňuje vliv časových variací magn. pole, odstraňuje vliv anomálií velkých rozměrů a lépe definuje mělčí zdroje (pro archeologii výhodné). (Křížová 1998, Mareš a kol. 1990)
Gradiometry, rubidiové magnetometry, atomové magnetometry.
Zpracování dat
U naměřených hodnot magnetické susceptibility a přirozené remanentní magnetizace u horninových vzorků používáme statistických metod.
Terénní měření
Letecký průzkum (aeromagnetometrie) na letadlech nebo vrtulnících a pozemní průzkum na profilech. Letecké měřítko je určeno geologickým účelem – regionální měření má vzdálenost v prvních km, detailní měření krok leteckých profilů první stovky m. Výška letu od 100 do 1000 m. V horských terénech jsou lépe využitelné vrtulníky. Nutné je přesně zaměřit profily v mapě (přesná geodetická měření jako např. u seismických či tíhových měření). Vyhodnocení je díky počítačové technice velmi rychlé. Nutné je měřit současně také variace magnetického pole a chod přístroje (opakovaná měření, u leteckého měření existuje měření pozemní na jednom bodě).
Interpretace dat.
Řešení naměřených dat metodou obrácené úlohy, tj. srovnáním naměřeného pole a pole vypočítaného nad zjednodušeným magnetickým tělesem.
Využití magnetometrických metod.
������ Paleomagnetický výzkum – významně ovlivnil vývoj teorie kontinentálního driftu (deskové tektoniky), studium pohybu desek, změny magnetického pole v minulosti a datování jednotlivých geologických eventů, studie o příčinách zalednění, změn klimatu a počasí.
������ Studium anizotropie susceptibility – data při řešení texturních problémů, u sedimentů stanovení směru a rychlosti proudění v sedimentačním prostoru, u vyvřelin pohyb a směr magmatu u metamorfovaných hornin sledování změn lineace a foliace k řešení tektonických pohybů.
������ Aeromagnetometrie – základní metoda při regionálním i detailním geologickém mapování, výzkumů litostratigrafických rozhraní, tektonických zón, bazických těles, výzkum vulkanických komplexů a center, vyhledávání ložisek železných a polymetalických rud.
������ Pozemní magnetometrie – detailní průzkum a lokalizace nalezených geologických struktur pro spolehlivější interpretaci. Průzkum Fe-ložisek a polymetalických ložisek, zrudnění v žílách, sledování sopouchů. Řešení některých negeologických problémů : archeologický průzkum, vyhledávání nevybuchlých bomb, lokalizace ztracených technických zařízení apod.
Geoelektrické metody.
Metody základní pro detailní geologický, hydrogeologický a inženýrsko-geologický výzkum, vyhledávání porušených zón, mineralizovaných struktur, zvodnělých zón a horizontů, znečištění vod, archeologický výzkum. Rozdělení do několika skupin: metody odporové, potenciálové metody a elektromagnetické metody. Patří k nejmladším disciplínám geofyziky, rozvoj teprve ve 20.stol.
Rozdělení.
Odporové metody – stejnosměrné.
Při terénní m měření zavádíme do země proud I proudovými elektrodami a mezi měřícími elektrodami měříme potenciálový rozdíl ΔV (napětí) – odráží stavbu prostředí pod roztažením. Zjišťujeme měrný odpor a počítáme ho modifikovaným Ohmovým zákonem ρ = ΔV/I. Profilování – roztažení elektrod se pohybuje ve stejné konfiguraci po profilu, sondování – střed měření zůstává na místě a mění se rozestup vnějších proudových elektrod.
Potenciálové metody.
Opět se do země zavádí proud a měřícími elektrodami měříme rozložení potenciálu nebo gradientu na ploše (metoda nabitého tělesa ⇒ rudní těleso slouží jako proudová elektroda).
Metoda spontánní polarizace a vyzvané polarizace.
Elektrochemická metoda, měříme přirozené stejnosměrné pole vznikající v důsledku oxidačně-redukčních procesů, vyzvaná polarizace se využívá tam, kde jsou nevýhodné podmínky pro vznik přirozeného pole, uměle objekt polarizujeme.
Elektromagnetické metody
Složitější teoretické základy, zkoumáme rozmanitá elektromagnetická pole, opět metody dělíme na profilování a sondováni.
Elektrické vlastnosti hornin
Měrný odpor – je určen jako odpor krychle horniny o hraně 1 m kladený elektrickému proudu ve směru kolmém ke stěně. Jednotka je dána vztahem
ρ = RS/l (kde R je odpor, S příčný řez, l délka vodiče) = Ωm
měrná vodivost je γ = 1/ρ
Měrný odpor závisí:
1. na mineralogickém složení
2. porozitě
3. stupněm nasycení vodou
4. mineralizací vody
5. teplotě a tlaku
Odpor minerálů
(muskovit 1012 Ωm, ost.slídy 1015 – 1016 Ωm, křemen 1013 – 1015 Ωm, živce 1012 Ωm, limonit 107 – 108 Ωm, sfalerit 105 – 106 Ωm, hematit 10 – 105 Ωm, magnetit 10–4 – 103 Ωm, galenit 10–5 – 101 Ωm, pyrit 10–4 – 10 Ωm, grafit 10–5 – 10–4 Ωm).
Hlavní horninotvorné minerály (křemen, živce, slídy) mají vysoký ρ, jsou to izolátory a nevedou el. proud. ρ většiny vyvřelin, metamorfovaných hornin i sedimentů pak závisí na porozitě a stupni nasyceno