8. SEISMOLOGICKÉ CHARAKTERISTIKY ZEMĚ

-         seismologie („seismos“ = otřes) – studium průchodu elastických (seismických) vln zemským tělesem

-         užitá seismika

 

8.1 Základy teorie elastických vln

-         způsob šíření – závisí na vlastnostech prostředí

8.1.1 Elastické vlastnosti prostředí

-         vnější síla působící na určitou plochu na ni vytváří napětí ® deformace horniny

-         přímá úměrnost mezi napětím a deformací – ideálně pružné těleso (obnovuje svůj tvar hned po skončení působení vnější síly)

-         tělesa plastická nebo absolutně nepružná – obnovují svůj tvar postupně nebo vůbec ne

 

8.1.2 Elastické vlny v homogenním prostředí

-         elastické vlnění vzniklé při zemětřesení nebo odpalu nálože – seismické vlny

-         fyzikálně neohraničené prostředí – vlny objemové:

a)     vlny podélné (logitudinální, P-vlny)

b)    vlny příčné (transverzální, S-vlny)

· příčné vertikální (SV)

· příčné horizontální (SH)

Obr. 7.1/124

-         rychlost šíření vln závisí na elastických parametrech prostředí a jeho hustotě

-         VS = 0,5-0,6 VP

-         příčné vlny se šíří pouze pevnými látkami

-         seismická vlna má tvar krátkodobého impulzu o trvání δt ® v čase t >> δt budou kmitat jen body, jejichž vzdálenost od zdroje r vyhovuje podmínce

                              Vt ³  r  ³ V(t - δt),

kde rf = Vt je čelo vlny a rt = V(t - δt) je týl vlny

-         hodochrona – časová závislost příchodu seismické vlny na vzdálenosti od zdroje

-         zápis vlny – první nasazení vlny t0, perioda T, převládající frekvence f = 1/T

Obr. 7.2a/125

-         profil vlny – amplituda vlny, vlnová délka

Obr. 7.2b/125

-         principy uplatňující se při šíření seismických vln prostředím:

a)     Huyghensův – každý bod čela vlny lze považovat za nový zdroj vlnění

b)    Fermatův – seismické vlny se šíří po dráze odpovídající minimálnímu času průchodu (tj. dráha nemusí být geometricky nejkratší)

c)     superpozice – seismické vlny se šíří prostředím nezávisle na sobě (neovlivňují se)

 

8.1.3 Elastické vlny ve vrstevnatém prostředí

-         dva poloprostory s homogenním a ideálně elastickým prostředím, oddělené rovinným rozhraním – vlny hraniční

-         pokud je jedno prostředí vzduch, vznikají vlny povrchové

a)     Rayleighova vlna

b)    Loveho vlna

Obr. 7.4/126

-         na rozhraní, oddělujícím dvě vrstvy lišící se rychlostmi a hustotami, nastává

a)     odraz seismické vlny – mají-li prostředí odlišné vlnové odpory (součin hustoty a rychlosti seismických vln v prostředí) – podle Snellova zákona

b)    přeměna seismické vlny – P a SV; SH přeměnou nevznikají ani se nepřeměňují

c)     lom seismické vlny – větší část seismické energie se neodráží, ale proniká do podloží

-         pokud prostředí nemá vrstevnatou stavbu a rychlost šíření seismických vln roste spojitě, dochází ke spojitému zakřivování seismického paprsku – vlna refragovaná

Obr. 7.6/128

 

8.1.4 Rychlosti šíření seismických vln a jejich energie

-         v reálném prostředí závisí na:

a)     mineralogickém složení hornin (teplota)

b)    porozitě a výplni pórů, narušení hornin (nižší rychlost při větším narušení)

-         s rostoucí vzdáleností od zdroje vlnění ubývá seismické energie:

a)     sférické rozšiřování čela vlny

b)    odraz a přeměna vln na jednotlivých rozhraních

c)     při nedokonalé pružnosti změna části energie seismické vlny na tepelnou (absorpce)

 

8.2 SEISMICKÝ MODEL VNITŘNÍ STAVBY ZEMĚ

-         z hodochron P a S vln se stanoví rychlost, jakou se šíří v jednotlivých částech zemského tělesa

Obr. 7.7/130

-         Bullenův model stavby země:

a)     zemská kůra (A) – oddělena Mohorovičićovou diskontinuitou (vzestup rychlosti vln o 0,5-1 km.s-1) od

b)    zemský plášť (B-D) – oddělen Gutenbergovou diskontinuitou (náhlé snížení rychlosti P vln, vymizení S vln) od

c)     zemské jádro (E-G)

Obr. 7.8/131

Tab. 7.2/130

 

8.3 ZEMětřesení

-         účinkem různých faktorů v zemské kůře a ve svrchním plášti (konvekční proudy, izostatické síly, gravitace aj.) dochází ke vzniku dlouhotrvajících napěťových stavů, které mohou vést k překonání mezí pevnosti horninového materiálu (nejčastěji ve smyku) → náhlé uvolnění mechanické energie → zemětřesení

-         zemětřesení – soubor krátkodobých pohybů, reprezentující proces při změně napěťového stavu horniny

 

8.3.1 Základní pojmy

-         ohnisko zemětřesení – prostor konečných rozměrů, kde vzniká zemětřesení

-         hypocentrum – těžiště ohniska

-         epicentrum – kolmý průmět hypocentra na zemský povrch

-         hloubka ohniska – vzdálenost mezi hypocentrem a epicentrem

-         epicentrální vzdálenost – vzdálenost epicentra od místa pozorování

-         hypocentrální čas, epicentrální čas, pleistoseistní oblast

-         intenzita zemětřesení – charakterizuje velikost zemětřesení podle makroseismických účinků

-         kontinentální a podmořská zemětřesení

-         tsunami (dlouhé či velké vlny v přístavu) – délka 150-300 km, výška na volném moři do 1 m, max. rychlost do 1000 km.h-1: podmořské zemětřesení, sopečná činnost, sesuvy, řícení břehů, skluzy sedimentů

-         zemětřesné roje – skupiny otřesů o stejné intenzitě

 

8.3.2 Druhy zemětřesení

- podle původu:

a)     řítivá (3 %) – propadnutí stropů v místech podzemních prostor, mělké hypocentrum, lokální charakter (mohou být ale značné škody)

b)    sopečná (vulkanická) (7 %) – průvodní jev sopečné činnosti, hypocentra do 10 km v blízkosti přívodních drah vulkanického materiálu, malá intenzita, lokální význam, roje

c)     tektonická (dislokační) (90 %) – tektonicky aktivní oblasti (smykový pohyb ker), velké rozměry, výrazné vertikální (max. 12 m) a horizontální pohyby (max. 9 m), katastrofální zemětřesení

-         podle hloubky ohniska:

a)     mělká (řítivá, sopečná, tektonická do 60 km)

b)    středně hluboká (60-300 km) – endogenní pochody v zónách subdukce

c)     s hlubokými ohnisky (až do 700 km) – subdukční zóny (Wadati-Benioffova zóna)

Obr. 7.13/140

 

8.3.3 Účinky a intenzita zemětřesení

- makroseismické účinky – podle makroskopického pozorování souboru více či méně katastrofických projevů v přírodě a na člověka (praskliny, sesuvy, posuny bloků, změny řečišť, zvukové efekty aj.) – zemětřesné stupnice (MCS – Mercalli-Cancani-Sieberg, MSK-64 – Medveděv-Sponheuer-Kárník)

Stupnice na str. 141

 

mapy zemětřesné aktivity:

a)     mapy isoseist – místa stejné pozorované intenzity

b)    mapy izoblab – místa stejných škod

c)     mapy izakust – stejné intenzity zvukového doprovodu

- mikroseismické účinky – registrace pomocí seismografů, založených na principu setrvačné hmoty – záznam seismogram (horizontální pohyby S-J, V-Z, vertikální pohyb)

Obr. 7.15/143

-         magnitudo M – dekadický logaritmus amplitudy zemětřesení (a) vyjádřené v mikrometrech, registrované standardním Woodovým-Andersonovým krátkoperiodovým seismografem v epicentrální vzdálenosti 100 km, tedy M = log a

-         vztah mezi velikostí magnituda a množstvím uvolněné energie E:

                                log E = 11,8 + 1,5 M

-         Richterova stupnice – pro hodnocení intenzity zemětřesení (podle hodnoty magnituda)

Tab. 7.4/143

 

8.3.4 Geografické rozložení zemětřesení

-         rozhraní litosférických desek:

a)     pás cirkumpacifický – 80 % zemětřesení

b)    mediteránní pás

c)     středoceánské hřbety, aktivní hlubinné zlomy

Obr. 7.16/144

-         podle počtu otřesů se rozlišují oblasti:

a)     seismické – velký počet zemětřesení

b)    peneseismické – malý počet zemětřesení

c)     aseismické – prakticky bez zemětřesení

-         prognóza zemětřesení (seismické rajonování)

-         metody užité seismiky

 

 

9. TÍHOVÉ POLE ZEMĚ

 

9.1 GRAVIMETRIE

-         gravimetrie – zabývá se studiem tíhového pole Země

-         volný pád: rychlost v = gt, dráha s = 1/2 gt2, kde g je zemské tíhové zrychlení

-         změny tíhového zrychlení s φ – pomocí kyvadlových hodin (na sever zrychlování pohybu – růst g)

-         závislost g na rozdělení hmot pod zemským povrchem

-         využití gravimetrie jako geofyzikální metody

 

9.2 Tíhová síla, tíhové zrychlení, tíhový potenciál

-         každé tělese má své gravitační pole, které působí na ostatní tělesa

-         intenzita gravitačního pole E = F/m (F – gravitační síla, m – hmotnost tělesa)

protože F = ma, je E = a (vektor intenzity gravitačního pole je totožný v daném místě s vektorem zrychlení), na povrchu Země je tedy Eg = ag

-         odstředivá síla Fs = m ωZ2 rZ cos φ, odstředivé zrychlení as

-         tíhová síla G – výslednice gravitační a odstředivé síly, směr tížnice (olovnice)

-         síla G uděluje tělesu o hmotnosti m zrychlení volného pádu zemské tíhové zrychlení g = 9,8 m.s-2 (zemská tíže) (vektorový součet gravitačního a odstředivého zrychlení), G = mg

-         rovník: g = 9,781 m.s-2, je zde nejmenší; pól: g = 9,832 m.s-2

Obr. 8.1/149

-         normální tíhové zrychlení gn (μm.s-2):

     gn = 9 780 300 (1 + 0,005 302 sin2φ – 0,000 007 sin22φ)

-         tíhový potenciál – vyjádření pomocí skalární veličiny (ekvipotenciální plochy – geoid)

 

9.3 Tíhové opravy a tíhové anomálie

-         tíhová anomálie – rozdíl skutečné tíže a normální tíže (gn)

-         hodnoty měřeného tíhového zrychlení g ovlivněny hmotami mezi místem měření a nulovou hladinou → redukce měřených hodnot

g – měřené tíhové zrychlení

Δg1 – přitažlivý účinek hmot nad výchozí hladinou (Bouguerova redukce)

Δg2 – nárůst tíhového zrychlení tím, že se měření přiblížilo ke středu Země o h (Fayeova redukce)

Δg3 – odstraněné hmoty se vrací na původní místo (Bouguerova redukce)

g0 = g - Δg1 + Δg2 - Δg3

a)     g0 - gn > 0 - kladná – skutečná tíže větší než normální

b)    g0 - gn < 0 - záporná – skutečná tíže menší než normální

-         tím je odstraněn vliv topografických nerovností na měření a tíhové anomálie jsou projevem hustotních nehomogenit v různých hloubkách

 

9.4 izostáze a izostatické anomálie

 

-         kontinenty – záporné tíhové anomálie, oceány – kladné → změny v rozložení hmoty pod zemským povrchem

-         izostáze – stav blízký hydrostatické rovnováze

-         princip teorie izostáze: hmotnost vertikálního sloupce daného průměru je všude stejná (nezávisle na reliéfu a nadmořské výšce) – plocha kompenzace

-         Prattova hypotéza – nižší sloupec s vyšší hustotou – neodpovídá koloběhu hornin

-         Airyho hypotéza – sloupce se skládají ze 2 typů hornin s odlišnými hustotami, jejich zastoupení v každém sloupci jiné

Obr. 8.4/153

-         hmotnost sloupce A (na 1 m2): ρC (H1 + h1)

-         hmotnost sloupce B: ρCH2 + ρm (H1 – H2)

-         hmotnost sloupce C: ρ0h0 + ρCH3 + ρm (H1 – H3 - h0)

-         podle Airyho hypotézy tedy platí

             ρC (H1 + h1) = ρCH2 + ρm (H1 – H2) = ρ0h0 + ρCH3 + ρm (H1 – H3 - h0)

-         globálně existuje na Zemi izostatická rovnováha

 

9.5 Tíhová měření

-         absolutní měření – kyvadla

-         relativní měření – gravimetry

 

10. Magnetické a elektrické pole Země

-         magnetometrie – studium magnetického pole Země

-         magnetické pole – prostor, ve kterém působí magnetické síly

-         látka vložená do magnetického pole se zmagnetizuje – stupeň zmagnetování popisuje magnetizace (indukovaná, remanentní)

 

10.1 Prvky geomagnetického pole

-         magnetický dipól

-         prvky geomagnetického pole:

a)     magnetická deklinace

b)    magnetická inklinace

Obr. 9.2/172

-         struktura magnetického pole Země

Obr. 9.3/173

sluneční vítr - rázová vlna – turbulentní přechodová oblast – magnetopauza

ohon magnetosféry – neutrální body

radiační pásy Země – Lorentzova síla – cyklotronní pohyb, postupný pohyb

aurorální radiace – uchvácená radiace

 

10.2     Časové variace geomagnetického pole Země

-         rozmanitý charakter

-         denní variace

-         magnetické bouře

-         sekulární variace

 

10.3     Paleomagnetismus

-         primární remanentní magnetizace, kterou hornina získala již při svém vzniku – informace o směru a vzácně i o velikosti geomagnetického pole v době vzniku

-         rekonstrukce paleomagnetických pólů

Obr. 15.6a/332

 

10.4      Původ geomagnetického pole

-         vzniká magnetohydrodynamickým mechanismem – rotace Země, konvekční pohyby ve vnějším jádru, indukcí elektrické proudy a jim odpovídající magnetická pole, zesilující slabé pole vzniklé rotací

 

10.5      Magnetické anomálie

-         anomálie kontinentální, regionální a lokální

 

10.6     Elektrické pole Země

-         elektrostatické pole – doplňováno novými náboji přinášenými z meziplanetárního prostoru nebo ionizací atmosféry

-         elektrodynamické pole – procesy v magnetosféře

-         povrch Země – vysoká vodivost, záporný náboj

-         spodní vrstvy atmosféry – vysoký elektrický odpor, kladný náboj – stálý pohyb nábojů z atmosféry k zemi – vyrovnání potenciálů brání bouřková činnost

-         bouřková oblaka – sekundární tvorba nábojů (elektrizace oblačných elementů) -rozdíl potenciálů mezi částmi oblaku a mezi oblakem a zemí elektrické výboje odvádí záporné náboje k zemi, kladné náboje do svrchních vrstev atmosféry

-         svrchní vrstvy atmosféryionizace atomů a molekul plynu (ionosféra) – vrstvy zvýšené vodivosti D (50-90 km), E (kolem 110 km), F1 (175-250 km) a F2 (250-400 km) – odraz radiových vln 

-         systém elektrických proudů v ionosféře

Obr. 9.11/191

-         telurické proudy – přirozené elektrické proudy v zemském tělese, které jsou indukovány elektrickými proudy v ionosféře

 

11. Tepelné pole Země

-         geotermika – zabývá se studiem tepelného pole Země

 

11.1 Základní pojmy

-         hustota tepelného toku q (W.m-2) udává množství tepla protékajícího na zemském povrchu jednotkovou plochou za jednotku času:

q = měrná tepelná vodivost krát geotermický gradient

-         geotermický gradient – přírůstek teploty na jednotku hloubky (10-40 ºC.km-1)

-         průměrná hodnota q je 60 mW.m-2, tj. Země ztrácí za sekundu 30,5.1012 J energie

-         tepelné ztráty kompenzují:

a)     vnější zdroje (energie slunečního záření - 140 mW.m-2 – část z toho přispívá k tepelné energii Země)

b)    vnitřní zdroje (např. radiogenní teplo, gravitační teplo – stlačení spodních vrstev silou nadloží, energie seismických vln)

-         nejvýznamnější je radiogenní teplo – teplo uvolněné samovolným rozkladem izotopů uranu (235U, 238U), thoria (232Th) a draslíku (40K)

-         přenos tepla mezi dvěma místy s různou teplotou se děje vedením (zemská kůra, svrchní plášť), zářením a excitonovým přenosem (spodní plášť a jádro), a konvekcí (pohybující se hmoty – vývěry vod a výrony lávy, hlavně ve svrchním plášti a ve vnějším jádru)

-         měrná tepelná vodivost – fyzikální parametr hornin (zastoupení minerálů, pórovitost, přítomnost vody, teplota)

 

11.2 Změna teploty s hloubkou a tepelná historie Země

-         denní a roční cyklus teplotních změn (ve 20-30 m vrstva stálé roční teploty)

-         teplotní měření ve vrtech do hloubky několika km – geotermický gradient 10-40 ºC.km-1

-         pro hloubky pod 10 km – model Země, v němž je definována pravděpodobná závislost měrné tepelné vodivosti na hloubce a pravděpodobné rozložení zdrojů radiogenního tepla

Obr. 10.2-10.3/201

-         tepelná historie Země – vznik Země koncentrací hmoty z mezihvězdného prachu → růst teploty uvnitř Země přeměnou kinetické energie dopadlých částic, adiabatickým stlačením hmoty a teplem uvolněným při rozpadu radioaktivních prvků → měknutí až roztavení hmot a gravitační diferenciace (jádro, plášť, kůra) → vynesení radioaktivních prvků k povrchu

 

11.3 POLE tepelného toku a význam tepelné energie pro formování zemského povrchu

-         geografické rozložení hustoty tepelného toku – vliv stáří tektonických celků a mocnosti zemské kůry

-         oblasti s kontinentální kůrou – největší hodnoty q v oblastech tercierního a mladšího vulkanismu, riftových zónách a mladších pánvích s malou mocností kůry, nejnižší v oblasti pevninských štítů

-         oblasti s oceánskou kůrou – největší na riftech podmořských hřbetů a nejnižší v oblasti hlubokomořských příkopů

-         tepelná energie Země je patrně nejvýznamnější endogenní silou při formování zemského povrchu

Obr. 10.5/206

-         mapy hustot tepelného toku – vyhledávání geotermální energie

 

11.4 Podíl vulkanické činnosti na tepelném hospodářství Země

-         vulkanická činnost – procesy souvisejíc s pohybem magmatu uvnitř i na povrchu zemské kůry – uvolnění řádově 1018 J energie ročně

-         magma – suspenze pevných částic v roztaveném kapalném prostředí o velmi vysokých teplotách (kolem 1200 ºC)

-         průvodní jevy vulkanické činnosti:

a)     termální prameny – ochlazování horkých par při výstupu puklinami popř. míšení s podzemní vodou (přerušované výrony – gejzíry)

b)    fumaroly – exhalace plynů a par, unikajících pod tlakem se sykotem z trhlin

c)     solfatary – výrony vodní páry, sirovodíku, oxidu uhličitého a siřičitého po skončení vulkanické činnosti

 

11.5 Využití geotermální energie

-         přirozené přenašeče tepla (např. termální prameny) nebo zavedení umělých přenosových médií z povrchu

-         výroba elektrické energie – vytápění objektů – lázeňské a rekreační účely (termální koupaliště)

-         rozdělení geotermálních zdrojů:

a)     oblasti rezervoárů přírodní páry

b)    oblasti vysokotermálních zdrojů (100-250 ºC)

c)     oblasti nízkotermálních zdrojů (40-100 ºC)

d)    oblasti „dry hot rock“ – vysoký tepelný tok, chybí hydrotermální projevy

e)     normální oblasti