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)
ˇ příčné vertikální (SV)
ˇ 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 t  v čase t >> t budou
kmitat jen body, jejichž vzdálenost od zdroje r vyhovuje podmínce
Vt  r  V(t - t),
kde rf = Vt je čelo vlny a rt = V(t - t) 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  ­ 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 Z
2
rZ cos , 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 (m.s-2
):
gn = 9 780 300 (1 + 0,005 302 sin2
 ­ 0,000 007 sin2
2)
- 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
g1 ­ přitažlivý účinek hmot nad výchozí hladinou (Bouguerova redukce)
g2 ­ nárůst tíhového zrychlení tím, že se měření přiblížilo ke středu Země o h
(Fayeova redukce)
g3 ­ odstraněné hmoty se vrací na původní místo (Bouguerova redukce)
g0 = g - g1 + g2 - g3
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
): C (H1 + h1)
- hmotnost sloupce B: CH2 + m (H1 ­ H2)
- hmotnost sloupce C: 0h0 + CH3 + m (H1 ­ H3 - h0)
- podle Airyho hypotézy tedy platí
C (H1 + h1) = CH2 + m (H1 ­ H2) = 0h0 + CH3 + m (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 atmosféry ­ ionizace 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 C.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 (235
U, 238
U), thoria (232
Th) a draslíku (40
K)
- 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
C.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 C)
- 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 C)
c) oblasti nízkotermálních zdrojů (40-100 C)
d) oblasti ,,dry hot rock" ­ vysoký tepelný tok, chybí hydrotermální projevy
e) normální oblasti