7 Seismologické charakteristiky Země Značná část informací, které dnes máme o vnitřní stavbě Země, je více či méně spojena se studiem průchodu elastických (seismických) vln zemským tělesem. Tyto vlny vznikají při uvolnění elastické energie buď přirozeným způsobem — zemětřesením — nebo uměle, při seismickém průzkumu. Po svém vzniku se šíří Zemí, vracejí se různým způsobem zpátky na její povrch a po registraci nám umožňují studovat její vnitřní stavbu. Seismotogie (z řeckého „seismos" = otřes) je dnes jednou z nejdůležitějších geofyzikálních disciplín. Seismologie se zabývá výzkumem zemského tělesa jako celku. Při zkoumám nejsvrchnějších částí Země se výrazně uplatňuje užitá seismika, zejména při vyhledávání ložisek uhlovodíků. 7.1_______Základy teorie elastických vln Způsob šíření elastických vln určitým tělesem nebo prostředím je závislý na charakteristikách daného prostředí (tělesa). Z fyzikálního hlediska je nejjednodušší prostředí homogenní a ideálně pružné, v němž se seismické vlny šíří přímočaře. U složitějších prostředí je šíření seismických vln komplikovanější — nastává jejich zaktivování, dochází k jejich odrazu, přeměně, absorpci ap. Různé aspekty šíření elastických (seismických) vln prostředím vysvětluje teorie elastických vln. 7.1.1 ELASTICKÉ VLASTNOSTI PROSTŘEDÍ Teorie elastických vln je založena na zkoumání mechanických vlastností pevných látek, které se projevují při účinku vnějších sil na určitý objem horniny. Mezi vnější síly můžeme počítat mimo jiné i elastické (seismické) vlny. Vnější síla působící na určitou plochu na ní vytváří napětí, které je v případě elastických vln časově proměnné. Důsledek působení napětí — deformace horniny - je pak také časově proměnný. Pokud je mezi napětím a deformací přímá úměrnost, pokládáme takové těleso za ideálně pružné a změny, které se v něm objevují, nazýváme pružné deformace. Ideálně pružná tělesa svůj tvar obnovují hned po skončení působení vnější síly. Tělesa plastická nebo absolutně nepružná obnovují svůj tvar jen postupně nebo vůbec ne. Mezi význačné elastické vlastnosti patří Laméovy parametry A a //. Někdy se místo nich používají Youngův modul pružnosti E a Poissonovo číslo r. 7.1.2 ELASTICKÉ VLNY V HOMOGENNÍM PROSTŘEDÍ Elastické vlnění vzniklé při zemětřesení nebo odpalu nálože nazýváme seismické vlny. Při průchodu prostředím vyvolávají tyto vlny pohyb jeho částic, ten se přenáší na sousední částice prostředí a tak se postupně vlnění šíří. Ve fyzikálně neohraničeném prostředí mohou existovat pouze dva druhy vln: vlny podélné (tongftudmámí, P-vmy) a vlny příčné (transverzální, S-vtay). 123 Společně je nazýváme viny objemové. Při průchodu podélných vln prostředím kmitají částice prostředí ve směru šíření vlny, při průchodu příčných vln kmitají kolmo na směr šíření (obr. 7.1). Podle směru kmitání rozeznáváme dva drahý příčných vta: příčné vertflréhií (SV), kde částice kmitají v rovině vertikální vzhledem k směru šíření, a horizontální (SH), kde částice kmitají v horizontální rovině. - WWW - ///Ml ////// 7.1 Šíření objemových vln elastickým prostředím (S. Mareš et al., 1979): a) podélné vlny (zóny zhustení jsou vyznačeny šrafovaním), b) příčné vlny Rychlost šíření sifamirlrýdi vta je závislá na elastických parametrech prostredia jeho hustotě Q. Pro podélné vlny platí pro příčné vlny •H-?-)" - harrd" kde kaft jsou Laméovy elastické konstanty, £ je Youngův modul pružnosti a t je Poissonovo číslo. Rychlost příčných vln je menší než podélných; platí, že Vp/Vs^y/2. Pro běžné typy hornin je nejčastěji Vs= 0,5 až 0,6 Vr Důležité je, že příčné vlny se šíří pouze pevnými látkami, v plynech a kapalinách se nešíří. Seismická vlna má obvykle tvar krátkodobého fcapaka o době trvání ôt. V určitém časovém okamžiku t» ôt budou pod vlivem seismkké vlny kmitat pouze ty body prostředí, jejichž vzdálenost od zdroje r vyhovuje podmínce Vt š r Ž V(t - ôt) , (7.3) kde mezní hodnoty K/a V.(t — ôt) odpovídají vzdálenosti rya rv v nichž působení seismickévmy právě končí nebo právě začíná. Soubor bodů o vzdálenosti r, i »y od zdroje je v homogenním prostředí na kulových plochách, které označujeme jako čelovfcay (r— ryjatýlvkay (r= rj. Plochu udávající polohu čela vlny v určitý časový okamžik nazýváme hochrona Jako hodochroaa se označuje časová závislost příchodu seismkké vlny na vzdálenosti od zdroje x. Na obr. 7.2a je uveden časový průběh pohybu hmotné částice -<- zápis viry. Čas ^odpovídající příchodu čela vlny nazýváme prvé nsmseaí vsay. Časový interval Tmezi dvěma extrémy stejného 124 ä) A , L T J i / ' \ 1 Ito !*• i ' i 't, b) *> x 7.2 Charakteristiky seismického vlněni: a) vlny seismické vlny, b) profil seismické znaménka (ŕ, a í3) se nazývá perioda vlny, jeho převrácená hodnota je převládající frekvence vlny /: / = l/T. Znázorníme-li výchylky hmotných částic prostředí v určitém časovém okamžiku ve směru šířeni seismické vlny, získáme profil vlny (obr. 7.2b). Výchylku hmotných částic z rovnovážné polohy nazýváme ampHtuda vlny, vzdálenost mezi sousedními extrémy (maximálními amplitudami) nazýváme vlnová délka A. Mezi vlnovou délkou, periodou a rychlostí seismické vlny platí vztah A = VT. (7.4) Seismická vlna má spojité frekvenční spektrum, převládající frekvence určovaná ze zápisu vlny je blízká frekvenci maxima spektra. Spektrum seismické vlny je komplexní veličina: 5(/) = |50(/)|.e-i"w , (7.5) kde \S0 (f)| je amplitudově-frekvenční spektrum, q>(f) je fázově-frekvenční spektrum. Příklad amplitudově-frekvenčního spektra seismické vlny je na obr. 7.3. 7.3 Amplitudově frekvenční spektrum seismické vlny (přiklad z metody odražených vln z užité seismiky) 125 Při šíření seismických vln prostředím se uplatňují tři základní principy: podle Huygensova principu lze každý bod čela vlny považovat za nový zdroj vlnění; Fermatův princip stanoví, že seismické vlny se šíří po dráze odpovídající minimálnímu času průchodu (to nemusí být vždy dráha geometricky nejkratší); podle principu superpozice se seismické vlny šíří prostředím nezávisle na sobě (neovlivňují se). 7.13 ELASTICKÉ VLNY VE VRSTEVNATÉM PROSTŘEDÍ Existuje-li v prostředí rozhraní, oddělující od sebe dvě části prostředí (např. vrstvy) o různých fyzikálních vlastnostech, mění se charakter šíření seismických vln prostředím. Uvažujme nyní dva poloprostory vyplněné homogenním a ideálně elastickým prostředím, oddělené rovinným rozhraním. Pak se objevují podél rozhraní vlny nazývané vlny hraniční. Je-lí toto rozhraní tvořeno volným povrchem (tj. jedno z prostředí je vzduch), vznikají vlny povrchové, které mají velký význam pro seismologu. Lze prokázat, že za vhodných podmínek vždy existuje na volném povrchu vma Rayleighova, která působí pohyb částic prostředí ve vertikální rovině ležící ve směru šíření vlny. Částice prostředí přitom vykonávají pohyb po eliptické dráze (obr. 7.4a). Rychlost šíření Rayleighových vln VR se obvykle pohybuje v rozmezí 0,89-0,94 Vs; prakticky VR = 0,9 Vs. /WrW y////////////\ f------; e-y w ... i . 7.4 Šíření povrchových vln elastickým prostředím: a) Rayleighovy vlny, b) Loveho vlny Uvažujeme-li na povrchu poloprostoru vrstvu o konečné mocnosti, mohou na volném povrchu existovat vlny Loveho, které lze v podstatě označit za povrchové vlny typu SH (obr. 7.4b). Podmínkou jejich vzniku je, aby rychlost příčných vln v nadloží byla menší než rychlost příčných vln v podloží, tj. Vsí < Va. Pro rychlost Loveho vlny VL platí, že VSÍ i nastává tzv. totální odraz a seismická vlna už neproniká do podložního prostředí. Podmínkou vzniku čelné vlny je, aby V2 > Vt. Jestliže prostředí nemá vrstevnatou stavbu, ale rychlost šíření seismických vln v něm stoupá spojitě, dochází podle Snellova zákona k spojitému zakřivování seismického paprsku. Tak vzniká tzv. vlna refrsgovaná. Označíme-li rychlost v hloubce z jako V (z) a úhel, který svírá paprsek s vertikálou jako a (z), můžeme Snellův zákon vyjádřit ve tvaru V» = V& , (7.10) sin X M X X M X K K M •• • • »,1 X x x 7,0 M X M x v ••• • • • • • M ■ » ♦ 4 ♦ ♦ X X x v. 6.7 M X X K K X X x x X X x X X *. •.* • • • • • • M 7,0 ♦ ♦ ♦ « ♦ ♦ « ♦ 4 ♦ ♦ 4 4 4 ♦ 4 ♦ ♦ 4 4 4 4 K M X n x » K x x X x x x x x K X x ♦ • ♦ • w «.1 voda sedimenty granitická vretva bazaltová vrstva zemský plášf ruchlosti «eismických vln v km. í1 zemská kúra 4 ♦ 4 4 4 4 4 ♦ 4 4 4 t 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 i—t 7,2 X X k k K k X k X k k x k k k X k k k « x k k K k k k x k k K k k x x CO 7,0 8.2 7.9 Různé typy zemské kůry: a)oceánickákůra;b)ažd) -přechodné typy: b) Ochotské moře, c) Japonské moře, d) Černé moře; e) typická kontinentální kůra; f) zemská kůra v Karpatech 132 Existují dva základní typy zemské kůry - kontinentální a oceánkká. V kontinentální kůře jsou zastoupeny všechny tři základní části zemské kůry, v oceánickém typu chybí granitická vrstva. Kromě těchto dvou typů existují i přechodné typy — subkontinentální a suboceánický, které se nalézají podél okrajů kontinentů v oblastech kontinentálních svahů, okrajových moří a ostrovních oblouků. Kůra kontinentálního typu se vyskytuje v oblastech starých štítů a platform, zón pásemných pohoří a intermontánních depresí, kůra oceánického typu se nalézá v oceánských pánvích, hlubokomořských příkopech a hřbetech a částečně i v oblastech ostrovních oblouků. Ukázky příkladů různé stavby zemské kůry jsou na obr. 7.9, výsledky měření dvou profilů metodou hlubinného seismického sondování, která je uvedena níže, jsou na obr. 7.10. Sedimentární obal vytváří asi 18 % objemu zemské kůry. Jeho průměrná mocnost je 1,8 km. Asi polovina všech sedimentů je uložena v kontinentálních geosynklinálních pánvích. Petrogra-ficky jsou v sedimentárním obalu zastoupeny přibližně stejně - po cca 40 % - slepence a pískovce na jedné straně a jílovce s břidlicemi na straně druhé. Převážná část zbytku (18 %) připadá na karbonáty. Granitická vrstva se vyskytuje jen v kontinentálním typu zemské kůry. Je tvořena hlavně kyselými až intermediálními vyvřelinami a metamorfovanými horninami (až do úrovně amfibolitové facie). Rychlost seismických vln se pohybuje nejčastěji v rozmezí 5,7-6,3 km. s_1. Průměrná mocnost granitické vrstvy je 18 km, od hlubší bazaltové vrstvy je oddělena Conradovon diskontinuitou. Bazaltová vrstva má rozdílné složení pod kontinenty a pod oceány. Na kontinentech lze v ní očekávat kromě bazických a ultrabazických hornin i přítomnost metamorfovaných hornin a kyselých vyvřelin. V oceánické kůře se kyselejší horniny nevyskytují. Rychlosti seismických vln v bazaltové vrstvě se nejčastěji pohybují v rozmezí 6,5-7,2 km. s-1. Její mocnost pod kontinenty se pohybuje mezi 15 a 50 km, pod oceány je menší. Stavba kontinentální kůry není zdaleka jednotná. Conradova diskontinuita, která má oddělovat granitickou a bazaltovou vrstvu, nebyla na některých místech vůbec zjištěna (což znamená, že rozhraní mezi granitickou a bazaltovou vrstvou není v těchto místech ostré). Jinde bylo naopak zjištěno podobných rozhraní několik, ale s menším rychlostním rozdílem. Pod pevninskými riftovými zónami existují horniny o zvýšených rychlostech ve spodní části zemské kůry, které snad jsou směsí bazického a ultrabazického materiálu pronikajícího vzhůru z pláště. Jednotlivé zvláštnosti zemské kůry jsou zřejmě způsobeny specifikami jejího vývoje. V oblasti Kaspického a Černého moře leží přímo na bazaltové vrstvě 10—15 km mocná vrstva sedimentárního obalu. Některé seismické materiály z východního pobřeží USA jsou interpretovány jako důkazy opakovaných násunů bloků granitické vrstvy zemské kůry na sedimentární série ap. Mocnost oceánické kůry se pohybuje v rozmezí 6-15 km. Obvykle se skládá ze 3 pater: nejvýše leží málo mocná vrstva sedimentů o rychlostech seismických vln do 3,2 km. s"1, nanejvýše jurského stáří (viz tab. 11.1), hlouběji se nalézají částečně zpevněné sedimenty střídající se s vulkanity převážně čedičového složení s rychlostmi do 6 km . s"1. Objemově asi 2/3 tvoří nejspodnější patro o rychlostech 6,2-7,9 km . s"1, tvořené baziky a ultrabaziky, případně jejich metamorfovanými ekvivalenty. Již po řadu let probíhá ve světě - nejvíce v Evropě a Severní Americe - průzkum stavby zemské kůry a prflehlé části svrchního pláště v rámci řady národních i mezinárodních projektů. Měření probíhají podél liniových profilů, na nichž jsou registrovány seismické vlny vyvolané odpaly velkých náloží trhavin nebo které leží ve směru k často činnému ohnisku zemětřesení. Tato profilová měření, zvaná htubinaé seismické sondování, jsou technicky vysoce náročná, protože vzdálenost mezi zdrojem energie a místem registrace činí i několik set km. Mnohem jednodušší, ale i pomalejší, je měření s pomocí trvale instalovaných seismometrů. Při těchto měřeních jsou registrovány vlny odražené a čelné od Conradovy a Mohoroviäčovy diskontinuity, případně od dalších rozhraní v zemské kůře a svrchním plášti. Dále je registrována přímá 133 Kavkaz 20 40 - ****XX*X _ X X „' * * * \ x x.,-*" x"~------r , x " * * \ /* X X X 200 km Kurily 200 Km |~—| voda I -v.- ■■•.I sedimentu |< x x| bazaltová vrstva I * • %[ svrchní plážf ■--------. rozhraní v kuře --------(C- Conradovol |++ + | qranitická vrstva «rnmnr MOHO 7.10 Profily zemskou kůrou podle hlubinného seismického sondování: a) profil přes Kavkaz, b) profil přes Kurily a přilehlou část Tichého oceánu 134 refragovaná vlna procházející zemskou kůrou. Zemská kůra se chová jako vrstevnaté prostředí s gradienty rychlosti v jednotlivých vrstvách; časté jsou případy rychlostních inverzí, kdy se objevují horniny o nižších rychlostech pod horninami s vyššími rychlostmi. V důsledku těchto fyzikálních a geologických nehomogenit dochází pak k intenzivnímu nepravidelnému zakřivování seismických paprsků v zemské kůře a komplikovanému průběhu hodochron seismických vln. Z výsledků měření hlubinného seismického sondování v ČSSR uvádíme, že mocnost zemské kůry v Českém masívu se pohybuje nejčastěji mezi 30 a 38 km (obr. 7.11), maximálně 40 km na Sedlčansku, v Podunají dosahuje mocnost zemské kůry pouze 28 km, ve vnějších Karpatech 42—50 km. Snížení mocnosti zemské kůry na jižním Slovensku odpovídá podmínkám známým z dnešních okrajových moří, kde je rovněž mocnost kůry snížená, a je odrazem nedávné existence vnitrokontinentálního oceánu — Tethys — v dnešní střední a jihovýchodní Evropě. 7.11 Strukturní schéma povrchu Mohorovičičovy diskontinuity se zónami hlubinných zlomů ověřených metodou hlubinného seismického sondování na území ČSSR (podle B. Beránka et al., 1978): 1 — izolinie udávající hloubku Moho-diskontinuity v km, 2 — zóny hlubinných zlomů 7.2.2 ZEMSKÝ PLÁŠŤ Zemský plášť se podle Bullenova modelu skládá ze tří zón — B,CaD. Zóna B — tzv. svrchní plášť - se rozkládá od Mohorovičičovy diskontinuity do hloubky asi 400 km. Podobně jako zemská kůra se i zóna B vyznačuje řadou nehomogenit. Z nehomogenit horizontálního typu je nejvýznamnější kanál (zóna) snížených rychlostí seismických vbi, tzv. astenosféra, která se pro podélné vlny nachází v hloubkách 100—ISO km. Snížení rychlosti šíření seismických vln zde dosahuje 0,3—0,4 km . s"1, přičemž snížení rychlosti je větší u příčných vlň. Pro příčné vlny je rovněž tato zóna širší. Za příčinu snížení rychlosti se obvykle považuje přiblížení teploty v těchto hloubkách k teplotě tavení hornin a v důsledku toho jejich zvýšenou plasticitou nebo dokonce nataveným stavem. Do zóny B zasahují četné hlubinné zlomy, takže se v ní projevují i vertikální nehomogenity. Jejich existenci nasvědčují i změny rychlosti na povrchu Mohorovičičovy diskontinuity. 135 Ze seismických materiálů bylo ve svrchním plášti na některých místech vyčleněno několik menších diskontinuit, z nichž nejvýraznější je v hloubce 200 km, takže např. Gutenberg kladl spodní hranici zóny B do této hloubky. Z hlediska globální tektoniky (viz část 11.2.3) patři svrchní část zóny B nad kanálem nízkých rychlostí do tzv. Utosféry. V hlubších částech pláště existuje ještě několik dalších zón snížených rychlostí. Názvem litosféra označujeme vnější pevný obal Země, tvořený zemskou kůrou a svrchní částí zóny B. Litosféra je rozdělena soustavou mobilních zón na řadu dílčích litosférických desek, které se vůči sobě pohybují. Nejvýraznějšími vertikálními nehomogenitami v zóně 5 jsou nepochybně litosférkké desky, podsouvané v zónách subdukce (tzv. Wadati-Benioffova zóna) do velkých hloubek a přinášející do pláště materiál ze zemské kůry. Materiál, z něhož je zóna B složena, je nejspíše tvořen ultrabazickými horninami — granátický-mi peridotity v nejvyšší části, hlouběji eklogity. Tyto horniny — spolu s ojedinělými pyroxenity - byly zjištěny ve formě uzavřenin v magmatech přicházejících ze svrchního pláště. Rozsah zóny C (střední plášť) se nejčastěji udává od 400 do 900-1000 km. O horninách v těchto hloubkách předpokládáme, že se zde ještě v zásadě nemění silikátový charakter hornin známých ze zón A a B. Dochází zde však v důsledku zvýšených tlaků a teplot ke změnám v mineralogickém složení. To platí i o následující zóně D. Podle laboratorních výzkumů postupně z hornin mizí plagioklásy, pyroxeny se mění na granáty, křemen přechází do své hlubinné modifikace — stišovitu, ap. Do středního pláště ještě zasahují pochody související se subdukcí spojené s přesuny hmot ze zón A&B. Nejhlubší zemětřesení známá z hloubek 700 km naznačují nejhlubší mez subdukce. Dvě dílčí diskontinuity byly zjištěny podle seismologických materiálů v hloubkách 600 a 900—1000 km; tato rozhraní uvnitř pláště však jsou charakterizována změnou gradientu rychlosti a ne rychlostním skokem. Hlubší z nich je hranicí mezi zónami Ca D. Rychlosti ve spodní části zóny Cpro P vlny již přesahují 11 km . s_1. Zóna D pokračuje pak až ke Gutenbergově diskontinuitě v hloubce 2900 km. O jejím chemismu a mineralogickém složení se můžeme pouze dohadovat podle rozboru výsledků laboratorních experimentů. Pravděpodobně se zde kromě silikátů vyskytují i minerály o struktuře Umenitu nebo perovskitu. Rychlosti P vln stoupají až na hodnoty blízké 14 km . s"1. Spodní hranice vůči jádru — Gutenbergova diskontinuita — je pravděpodobně nerovná a v její oblasti předpokládáme částečné míšení hmoty zemského jádra a pláště. 7.23 ZEMSKÉ JÁDRO Podle výsledků seismologických studií se skládá zemské jádro rovněž ze 3 částí — zón E, Fa G. Odlišný charakter zón se projevuje hlavně rozdíly v rychlostech šíření P vln a schopností vzniku S vln. Rychlost P vln klesá na Gutenbergově diskontinuitě až k 8 km . s-1 a potom ještě jednou uvnitř zóny F. Tím vznikají tzv. stínová pásma (obr. 7.12), která lze využít pro studium stavby jádra. Pro P vlny je rozsah stínového pásma v epicentrální vzdálenosti (viz 7.3.1) 103°-142°. Stínové pásmo pro S vlny v úseku 103°—180° je způsobeno tím, že tyto vlny se nešíří zónou E a nejspíše i větší částí zóny F. Náhlý skok rychlostí na Gutenbergově diskontinuitě a vymizení S vln v zóně £ ukazují, že materiál v této zóně jev tekutém stavu a že je pravděpodobně chemicky odlišný od pláště. Předpokládáme, že jádro se skládá hlavně ze železa a příměsí nffldn, případně některých dalších prvků - např. Si a Č. Byly vysloveny též teorie, že jádro se skládá rovněž ze ■""<*) které jsou působením vysokých tlaků degenerovány na metalickou fázi (došlo u nich k stlačení silikátových obalů). Experimentálně však tato teorie potvrzena nebyla. Vnitřní jádro (zóna G) se též nazývá jadéiko. Jeho svrchní hranice se předpokládá v hloubce 5100 km. Protože v něm existují příčné vlny, je pravděpodobně tvořeno pevným materiálem. Mezi vnitřním a vnějším jádrem se nachM přechodná zóna F. Její mocnost se udává různě, 150 až 600 km. Zdá se, že se skládá z několika vrstev lišících se rychlostí a snad i stupněm roztavení. 136 7.12 Studium stavby jádra podle stínových pásem Rychlosti seismických vln v ní zvolna klesají a až na hranici vnitřního jádra se opět skokem zvyšují. Seismické vlny procházející jádrem se označují symbolem K: PKP, PKS, SKP, SKS. Průchod jadérkem se vyznačuje symbolem I: PKIKP. Znázornění průchodu vln jádrem je na obr. 7.6. 7.3 Zemětřesení Země jako planeta není stabilním neměnným tělesem, ale prodělala a prodělává složitý vývoj. Během tohoto vývoje docházelo na zemském povrchu k převratným událostem: rozsáhlé plochy pevnin byly zaplavovány mořem, zatímco jinde se mořské dno vynořilo nad hladinu, celé kontinenty se v důsledku pochodů probíhajících v zemské kůře a svrchní části pláště posouvaly a otáčely, vznikala nová moře a horstva a staré oceány mizely. Mezi síly, působící všechny tyto změny, patří konvekčni proudy, izostatické sfly, gravitace aj. Působení těchto sil je zdánlivě velmi pomalé. V současné době např. dochází k postupnému zvedání okolí Baltského moře o několik mm ročně, změny vzdáleností mezi kontinenty vyvolané posunem litosférických desek se pohybují v mezích několika cm. I u nás byly zjištěny poklesové pohyby (např. v Polabí) a zvedání (např. ve středních Čechách a ve Vysokých Tatrách). Tyto zdánlivě nepatrné hodnoty však představují z hlediska miliónů let vývoje Země velmi rychlé procesy. Spojené účinky výše zmíněných sil vedou v zemské kůře a ve svrchní části pláště k vzniku dlouhotrvajících napěťových stavů, které mohou vést k překonání meze pevností horninového materiálu (nejčastěji ve smyku). Pak dochází k náhlému uvolnění mechanické energie, které se projeví zemětřesením. Zemětřesení lze charakterizovat jako soubor krátkodobých pohybů, reprezentující proces při změně napěťového stavu hornin. Zemětřesení jsou vázána na zemskou kůru a svrchní plášť, jen výjimečně jsou zaznamenávána i zemětřesení ze střední části pláště, maximálně z hloubky 700 km. 73.1 ZÁKLADNÍ POJMY Ohnisko zemětřesení je prostor konečných rozměrů, ve kterém zemětřesení vzniká. Jeho délkové rozměry mohou dosahovat i několika set kilometrů. Proto ohnisko nahrazujeme jedním bodem, který nazýváme hypocentrum, a klademe jej do těžiště ohniska. Kolmý průmět 137 hypocentra na povrch Země se nazývá epicentrum. Vzdálenost mezi hypocentrem a epicentrem pak udává hloubka ohniska. Hypocentrámí čas odpovídá okamžiku vzniku zemětřesení v ohnisku. Epicentrální vzdálenost je vzdálenost epicentra od místa pozorování. Okamžik, v němž se zemětřesení projeví v epicentru, nazýváme epicentrální čas. Okolí epicentra nejvíce postižené zemětřesením se nazývá pleistoseistní oblast. Intenzita zemětřesení je veličina charakterizující velikost zemětřesení na základě pozorování makroseismických účinků. Směrem od pleistoseistní oblasti klesá intenzita na všechny strany. Zemětřesení obvykle není tvořeno jediným otřesem. Často se objevují slabší otřesy před hlavním otřesem i po něm. Skupinu otřesů následujících po sobě o stejné intenzitě — tj. bez otřesu, který lze označit za hlavní — nazýváme zemětřesné roje. 73.2 DRUHY ZEMĚTŘESENÍ Zemětřesení můžeme klasifikovat podle tří hlavních kriterií: původu, hloubky a intenzity. Podle původu dělíme zemětřesení na řítivá, sopečná a tektonická. Zemětřesení řítivá, tvořící asi 3 % všech zemětřesení, vznikají např. řičením stropů podzemních dutin v krasových oblastech nebo v poddolovaných místech. Hypocentrum bývá velmi mělké a zemětřesení má pouze lokální charakter. Rozsah škod, které při něm vznikají, však může být značný. Zemětřesení sopečná (vulkanická) tvoří asi 7 % všech zaregistrovaných zemětřesení. Bývají průvodním jevem sopečné činnosti. Jejich hypocentra jsou obvykle vázána na přívodní dráhy vulkanického materiálu a nacházejí se v hloubkách do 10 km. Jedná se o zemětřesení lokálního významu a malé intenzity, vyskytující se často ve skupinách (rojích). Zemětřesení tektonická (dislokační) jsou nejčastějším a nejzhoubnějším typem zemětřesení. Vznikají náhlým uvolněním nahromaděné elastické energie v tektonicky aktivních oblastech, přičemž dochází ke smykovému pohybu ker podél zlomových spár. Zemětřesení se často projeví na celé soustavě zlomů, takže horizontální rozměr ohniska může být i stovky kilometrů. Maximální pohyby v horizontálním i vertikálním směru mohou dosáhnout i mnohametrových hodnot. Největší známý vertikální pohyb pochází ze zemětřesení v Assamu (Indie) z r. 1897 — činil 12 m. Největší horizontální posun je znám z altajského zemětřesení v Mongolsku z r. 1957, a to 8,8 m. Světoznámá jsou zemětřesení vázaná na zlom San Andreas v Kalifornii (USA), podle něhož dochází jednak ke kontinuálním posunům 1 —5 cm za rok, jednak k jednorázovým posunům spojeným se silnými zemětřeseními — v r. 1906 došlo k posunu o 4 m. Základní údaje o nejtragičtějších světových zemětřeseních jsou uvedeny v tab. 7.3. Mezi tektonická zemětřesení lze obecně zařadit i zemětřesení s hlubokými ohnisky, která se vyskytují v místech rozsáhlých zón subdukce litosférických desek. Podle hloubky ohniska rozdělujeme zemětřesení na mělká, středně hluboká a hluboká. Mezi mělká zemětřesení řadíme všechna zemětřesení řítivá a sopečná a ta tektonická zemětřesení, která mají hloubku ohniska do 60 km (tedy téměř všechna zemětřesení v zemské kůře a v nejsvrchnější části zemského pláště). Patří sem i zemětřesné efekty spojené s řičením skal či lavin, pádem meteoritů, průmyslovými a jadernými výbuchy ap. Středně hluboká zemětřesení z hloubek 60—300 km již náležejí plně do svrchního pláště, do zóny B. Jejich příčinou jsou zřejmě nejčastěji endogenní pochody probíhající v zónách subdukce a kontaminace, hlavně tektonické deformace. Zemětřesení s hlubokými ohnisky jsou vázána na význačné subdukční zóny, zejména v pacifické oblasti. Ohmska hlubokých zemětřesení vytvářejí ukloněnou plochu, odpovídající ponořující se litosférické desce. Na obr. 7.13 je zachycena závislost hloubky ohniska zemětřesení na epicentrální vzdálenosti od města Niumate na souostroví Tonga v Tichém oceáně; je vidět postupný pokles hypocenter až do hloubek přes 600 km. Tato zemětřesení jsou vázána na zónu subdukce, projevující se na mořském dně Tongajským hlubokomořským příkopem. Podobná plocha byla zjištěna i v oblasti Japonska. 138 Tabulka 7.3 Základní údaje o nejtragičtějších světových zemětřeseních (B. A. Bolt et al., 1977; Z. Kukal, 1982). Do r. 1900 jsou uvedena zemětřesení s poetem obětí nad 70 000, v našem století nad 20 000 (M — magni-tudo) Datum Oblast M Počet obětí Poznámka 458 Antiochie (dnešní Antakya, jižní Turecko) 200 000 1139 Gandja (dnešní Kirovabad) 100 000 1201 Egejské moře > 8 100 000 27. 9. 1290 Čína, Č-liský záliv 100 000 23. 1. 1556 Čína, Šan-si 830 000 listopad 1667 Kavkaz 80 000 30. 12. 1730 Japonsko, Hokkaidó 137 000 Podle A. Zátopka (1949) 11. 10. 1737 Indie, Kalkata 300 000 1. 11. 1755 Portugalsko, Lisabon >9? 70 000 Tsunami 16. 8. 1868 Ecuador a Kolumbie 70 000 28. 12. 1908 Itálie, Messina1' 7,5 120 000 Tsunami 13. 1. 1915 Itálie, Avezzano 7,0 30 000 16. 12. 1920 Čína, Kan-su 8,5 180 000 1. 9. 1923 Japonsko, Tokio a okolí 8,2 143 000 Požáry, škody 10 mld. jenů 1927 Čína 200 000 Sesuvy 26. 12. 1932 Čína, Kan-su 7,6 70 000 31. 5. 1935 Pákistán, Quetta 7,5 60 000 24. 1. 1939 Chile, Chilian 7,75 30 000 31. 5. 1970 Peru, Huascarán 7,8 66 000 Sesuvy, škody 530 mil. dola- 4. 2. 1976 Guatemala 7,9 23 000 ru Epicentrum při zlomu Mon-tagua 27. 7. 1976 Čína, Chej-pej 7,6 242 000 Zničen miliónový Tchang- 16. 9. 1978 Irán, Tabbás 7,7 25 000 -san 10. 10. 1980 Alžírsko, Al-Asnám 6,8 25 000 " Podle Kukala (1982) bylo M = 5,7 a počet obětí 75 000 a více Zemětřesení se dělí na zemětřesení kontinentální a podmořská. Při podmořském zemětřesení dochází k silným otřesům vodních mas, které mají za následek vytváření zvláštního typu vln zvaného tsunami (z japonštiny, označují se též jako dlonhé nebo velké vlny v přistává). Jejich délka je nejčastěji mezi 150—300 km, výška na volném moři od několika desítek centimetrů do 1 m a maximální pozorovaná rychlost až 1000 km . h~' Při přechodu do šelfových oblastí se vlna zvyšuje a v příbojové oblasti dosahuje v závislosti na místních podmínkách často výše až několika desítek metrů. Asi 80 % případů tsunami připadá na Tichý oceán. Vedle podmořského zemětřesení může být příčinou tsunami i sopečná činnost (např. v r. 1883 při výbuchu vulkánu Krakatau v Indonézskom souostroví), sesuvy na pobřeží, řičení břehů nebo skluzy čerstvě usazených sedimentů z pevninského svahu. S ohledem na katastrofální účinky tsunami byla zřízena mezinárodní varovná služba. 139 J^ sopečný korálový 3 oblouk pás ž J 10 ♦200 0 vzdálenost od Niumate (Tongatfkm] -400 -200 0 »900 í* řř • 900 i O e I9 sob T? *4* * A 880 je i—t <• je ja e M g *oo z 4 5-^ *M Gon 1 j A A 600 J [km] -380 -300 1 -250[km 733 7.13 Rozložení ohnisek hlubokých zemětřesení nad souostrovím Tonga v Tichém oceáně (Wadati - Benioffova zóna) ÚČINKY A INTENZITA ZEMĚTŘESENÍ Účinky zemětřesení dělíme na makroseismkké (lze je stanovit na základě makroskopického pozorování) a mflo-oseisnikké, které jsou registrovatelné pouze citlivými přístroji. Účinky zemětřesení jsou závislé na intenzite zemětřesení, v případě budov též na hloubce jejich založení a na charakteru hornin resp. zemin, na nichž je stavba vybudována. Makroseismkké účinky v přírodě zahrnují soubor více či méně katastrofických jevů: tvoří se praskliny v půdě, půda na svazích a na březích řek se sesouvá, dochází k horizontálním posunům nebo k vertikálním či šikmým poklesům podle systémů zlomů a prasklin, mizí stará a vytvářejí se nová jezera, řeky přemísťují svá řečiště ap. Často se při zemětřesení vyskytují i zvukové efekty - dunění, hřmění ap., někdy se objevují i další projevy porušení fyzikálního stavu prostředí — záře, záblesky atd. V řadě případů byly zjištěny rovněž změny hodnot některých fyzikálních polí, zejména magnetického. Celá škála různých typů poškození, končící až úplnou destrukcí, byla pozorována na budovách. 140 Pro stanovení intenzity zemětřesení slouží zemětřesné stupnice, z nichž se jako mezinárodní používá dvanáctistupňová akala MCS (Mercalli — Cancani — Sieberg) nebo rovněž dvanáctistupňová Skála MSK - 64 (Medveděv - Sponheuer - Kárnflc). Zemětřesná stupnice obsahuje označení intenzity (stupně) zemětřesení příp. jeho název, popis účinků a hodnotu zrychlení pohybu částic na zemském povrchu, vyvolaného zemětřesením. Stručný popis stupnice MCS je uveden v následující části textu: Stupeň I — zrychlení (v 10~3 m . s"2) do 2,5; zaznamenatelné pouze přístroji. Stupenu — zrychlení 2,5—5 — pozorován citlivými lidmi v klidu, zvláště ve vyšších patrech budov. Stopen m — slabé zemětřesení — zrychlení 5-10 - část obyvatelstva uvnitř budov je pociťuje jako slabý otřes, nezvyklý pocit změny rovnováhy, praskavé zvuky ve stropě a podlaze. Stapeň IV — mírné zemětřesení — zrychlení 10—25 — lze pozorovat i mimo budovy, spící se většinou probudí, nábytek a okna se chvějí, dveře praští. Stupeň V — dosti sflné zemětřesení - zrychlení 25—50 - pozoruje jej i venku většina lidí, budovy se chvějí, nábytek se kýve, lehčí předměty se posunují, praskají okenní tabulky. Stupeň VI — sfiné zemětřesení — zrychlení 50—100 — nábytek se posunuje nebo padá, obrazy a nádobí padají, rozezvučí se zvony, objevují se trhliny v omítce, půda kolísá, lidé opouštějí budovy. Stupeň Vil — vehni sflné zemětřesení - zrychlení 100-250 - poškození střech a komínů, objevují se trhliny ve zdech, špatně založené budovy se řití, stromy se kymácejí, vodní plochy se vlní. Stupeň VEĎ - bořivé zemětřesení - zrychlení 250-500 - velké škody na většině budov, boří se stěny, padají kostelní věže, sochy, v půdě se objevují trhliny, na strmých svazích sesuvy. Stupeň K — pustošivé zemětřesení — zrychlení 500—1000 — mnohé domy jsou vážně poškozeny a částečně se hroutí, stávají se neobyvatelnými, vznikají nová jezera. Stupeň X — ničivé zemětřesení — zrychlení 1000—2500 — většina budov zničena stejně jako hráze, mosty, železnice a potrubí, vznikají pukliny na vozovkách. Stupeň XI - zemětřesná katastrofa - zrychlení 2500-5000 - neodolá žádná běžná stavba, dochází k sesuvům, zdvihům a poklesům, řičení svahů, řeky mění svá koryta. Stupeň Xu — velká zemětřesná katastrofa - zrychlení přes 5000 - účinky podobné jako při stupni XI, ale silnější. Dochází k změně tvářnosti krajiny. Stupnice MSK — 64 udává hodnoty zrychlení přibližně 4—5krát větší než stupnice MCS. Z výsledků makroseismických pozorování jsou sestavovány mapy zemětřesné aktivity. Patří sem mapy izoseist — čar stejné pozorované intenzity zemětřesení, dále mapy izobiab — čáry spojující místa stejných škod, mapy izakust — čáry spojující místa stejných intenzit zvukového doprovodu zemětřesení. Makroseismická pozorování jsou často jediným vodítkem pro lokální zemětřesení, mají však následkem své subjektivity pouze relativní cenu. Proto se používá mikroseismických měření, umožňujících zjistit i množství uvolněné energie. MikroseJsmické účinky jsou registrovatelné na citlivých přístrojích — seismografech. Ze studia záznamu zemětřesení na seismické observatoři je možné určit polohu epicentra zemětřesení a jeho magnitudo, což je veličina analogická intenzitě. Seismografy jsou v podstatě upravená horizontální a vertikální kyvadla, existují i typy využívající principu elektromagnetické indukce. Schémata seismografů jsou uvedena na obr. 7.14. Měření seismografy je založeno na principu setrvačné hmoty, která je zavěšena nebo umístěna tak, aby byla vzhledem k zemi snadno pohyblivá. Při zemětřesení se snaží zůstat v klidové poloze a dostává se tak do relativního pohybu vzhledem k vlastnímu přístroji, který se kýve současně s okolím. Vzájemný posun mezi setrvačnou hmotou a pevnou částí seismografu se přenáší mechanicky nebo opticky na registrační papír, případně se používá magnetického zápisu. 141 7.14 Schéma seismografů: a) horizontální kyvadlo (m - setrvačná hmota, d - závěsné vlákno, v - pevné rameno); b) Wiechertův seismograf (s - pružina); c) vertikální seismograf (r - registrace); d) torzní seismograf (t - torzní vlákno); e) extenzometr (pevná tyč C je připevněna k pilíři A, registrují se relativní pohyby jejího konce vzhledem k pilíři B) V seismografu jsou registrovány na třech samostatných zařízeních horizontální pohyby ve směrech sever-jih a západ-východ a vertikální pohyb. Rotační složky pohybu půdy nejsou registrovány, protože jsou příliš slabé. Výsledný zápis se nazývá sefamognun (obr. 7.15). Na seismogramu lze určit časy příchodu jednotlivých typů seismických vln. Charakter seismogramu záleží na vzdálenosti registrační stanice od ohniska zemětřesení. Nejprve přicházejí různé typy podélných a příčných vln nebo přeměněných vln, pak se objevují skupiny vln označované L a M (longae a maximae — dlouhé a největší). 142 M PP PPP PS ss sss p S (Í,A I hlavni' cca 5min átecnf Ipoč fa: !6 fáľe _|[koncová_ fáze 7.15 Přiklad seismogramu zemětřesení střední vzdálenosti (podle A. Zátopka a K. PéCe, 1976). Označení: P - podélné vlny, S - příčné vlny, L - povrchové vlny (Q, R - Rayleighovy a Loveno vlny), M - největší vlny (undae maximae), C - koncová fáze (cauda — ohon). Odrazí-li se např. vlna P j ako P, objeví se příslušné vlnění na seismogramu jako fáze PP (obdobně vznikne PPP, PS, SS, SSS) Pro stanovení intenzity resp. energie zemětřesení vycházíme z magnituda M. Magnhndo je definováno jako dekadický logaritmus amplitudy zemětřesení vyjádřené v mikrometrech registrované standardním Woodovým-Andersonovým krátkoperiodovým seismografem v epi-centrální vzdálenosti 100 km, tedy M = log a. Obecně pro různé typy registrovaných vln pro magnitudo M platí: M = log + /(A,/l) + C, (7.12) kde a je maximální amplituda povrchových vln v 10~6 m, T je jejich perioda v sekundách, A je epicentrálnf vzdálenost a h je hloubka ohniska. Funkce f {A, h) je empiricky určená kalibrační funkce vzhledem k jednotkové epicentrálnf vzdálenosti. Konstanta C je dána korekčními konstantami pro danou observatoř a oblast. Mezi velikostí magnituda M a množstvím uvolněné energie E platí vztah log £=11,8+1,5 M. Největší dosud zjištěné magnitudo bylo 8,9 s uvolněnou energií přes 5.1017 J. Veličiny magnituda M využívá tzv. Richterova stupnice. Její porovnám se stupnicí MCS je uvedeno v tab. 7.4. Tabulka 7.4 Přibližné porovnání stupnice Richterovy a MCS (podle K. Müller et. al., 1985). P značí postiženou oblast M E [J] MCS P [km2] 9,5 3,0—3,9 . 10s^l,0 . 0—III 1950 1010 6,0 4,0^,9 1010—8,8 IV—V 7850 10" 9,5 5,0—5,9 10"—4,0 . VI—VII 39 000 10" M E [J] MCS P [km2] 6,0 6,0—6,9 1013—8,8 . VII—VIII 130 000 1014 9,5 7,0—7,9 1015—4,0 IX—X 540 000 1016 6,2 8,0—8,9 1016—8,8 . XI—XII 2 080 000 1017 73.4 GEOGRAFICKÉ ROZLOŽENÍ ZEMĚTŘESENÍ Z geografického hlediska je rozmístění ohnisek zemětřesem na zemském povrchu značně nerovnoměrné (obr. 7.16). Ohniska zemětřesení se koncentrují do řady úzkých pásu, které převážně odpovídají rozhraním titosférických desek. Nejvýznamnější z nich je pás drkumpadfic- 143 7.16 Rozložení ohnisek zemětřesení na Zemi v období 1961-1967 (podle M. Barazangiho a J. Dormana, 1969) ký, probíhající od Kamčatky přes Japonské souostroví a Filipíny k Novému Zélandu a dále na jih k Antarktidě, odkud se stáčí k severu podél pobřeží Jižní a Severní Ameriky. Asi 80 % všech zemětřesení na Zemi pochází z tohoto pásu. Drahý významný pás prochází od Azor přes oblast Středozemního moře (patří do něj i Alpy a Karpaty) a přes Turecko a Írán do oblasti Himaláje a dále přes jižní Čínu do oblasti Sundských ostrovů. Další pásma globálního významu probíhají podél středooceánských hřbetů v Atlantském, Tichém i Indickém oceáně. V oblasti kontinentů se nejvíce zemětřesení soustřeďuje v pásmech ležících podél aktivních hlubinných zlomů (např. východoafrický rift, rýnský prolom). Podle počtu zemětřesení můžeme na zemském povrchu vyčlenit oblasti s velkým počtem zemětřesení (seismické), s malým počtem zemětřesení (peneseismkké) a oblasti prakticky bez zemětřesení (aseismické). Mezi seismické oblasti patří např. cirkumpacifický pás, mezi aseismické převážná většina ploch kontinentálních štítů (např. ruská tabule, australský štít). Každoročně bývá na Zemi 60 000-90 000 otřesů, které však v převážné většině lidé vůbec nepociťují. Velmi silných zemětřesení bývá ročně 18—20. V Evropě bývá zaznamenáno ročně kolem 10 větších otřesů. V ČSSR jsou zemětřesení vázána hlavně na mladé, dosud živé tektonické zóny (sz. Čechy — mariánskolázeňský zlom a krušnohorský zlom, hronovsko-poříčská porucha v sv. Čechách, sudetský zlom na Opavsku), na Slovensku zej ména systém komárenských zlomů. Častěji se v Českém masívu projevují otřesy ze sousedních seismicky aktivnějších oblastí, z nichž nejbližší je oblast Vídeňského lesa (výběžek Alp v sv. Rakousku) a severovýchodní Itálie. Nejsilnější zemětřesení historicky známé na území ČSSR bylo komárenské zemětřesení z r. 1763, které dosáhlo intenzity VIII-IX stupně škály MCS (zahynulo při něm 65 osob). Na obr. 7.17 jsou uvedeny izoseisty na území ČSSR, stanovené podle seismických měření a podle známých historických údajů. 7.17 Zjednodušené schéma mapy maximálních očekávaných intenzit zemětřesení na území ČSSR (podle V. Kárníka, Z. Schenkové, 1979) 7.3.5 PŘEDPOVĚĎ ZEMĚTŘESENÍ A PREVENCE PŘED NÍM Již po léta se snaží vědci z nejrůznějších oborů zjistit spolehlivé příznaky, které by umožnily předpovědět blízkost zemětřesení. Tato problematika je těsně spjata s otázkou příčiny vzniku zemětřesení; v dnešní době se přitom vychází z koncepce nové globální tektoniky (část 11.2.3) zejména pro nejdůležitější a nejnebezpečnější zemětřesení tektonická. 145 Při studiu otázky úspěšné prognózy zemětřesení se v dnešní době obrací pozornost k řadě fyzikálních a geologických jevů, které mohou mít souvislost s nastávajícím otřesem. Patří sem studium některých fyzikálních polí, zejména elektrického, magnetického a tíhového, sledování mikroseismicity, tj. časového a plošného rozložení slabých otřesů a jejich amplitud, ale i změny hladiny a chemizmu podzemních vod, výškové změny zemského povrchu ap. Na některé z těchto jevů zřejmě reagují zvířata, která již několik hodin před zemětřesením jeví neklid a chovají se neobvykle. Přes občas hlášené lokální úspěchy však dosud ještě nebyl vypracován jednoznačný a jasně zdůvodněný systém predikce zemětřesení. Z příbuzné problematiky nejdále pokročila predikce důlních otřesů, která se úspěšně provádí po řadu let i v ČSSR. V oblasti zlomu San Andreas probíhají prvé pokusy o přímé ovlivnění průběhu zemětřesení: v jeho zóně je vháněna do země voda pomocí vrtů. Tím se má dosáhnout zmenšení odporu hornin při vzájemném pohybu bloků a rozdrobit tak velký otřes na několik menších. Při současném stavu našich znalostí o mechanismu zemětřesení a jeho predikci mají velký význam preventivní opatření proti jeho katastrofickým důsledkům. Patři sem v prvé řadě otázka seismického rajónováni, při němž je určována pravděpodobná intenzita zemětřesení pro určitá časová období (obvykle 100 let nebo 10 000 let). Pro konkrétní oblasti jsou rovněž důležité fyzikální vlastnosti hornin, pokryvných útvarů a hloubka hladiny spodní vody, které mohou ovlivnit makroseismické účinky jednotlivých zemětřesení. Ve velkém byly tyto studie v ČSSR provedeny pro místa výstavby jaderných elektráren, ale jsou zpracovány např. i pro Prahu a Bratislavu. Obzvláště jsou ochranná opatření důležitá v místech, postižených nedávno silným zemětřesením (Skopje, Taškent) a v zemích s pravidelným výskytem silných zemětřesení. Důležitou součástí prevence je též výchova obyvatelstva, a to jak ve smyslu chování se při prvých příznacích zemětřesení, tak pokud jde o postup při likvidaci následků zemětřesení. Neméně významná je připravenost orgánů a organizací Státního a veřejného typu pro případný zásah. 7.4_______Metody užité seismiky Ze základů seísmologie byly odvozeny metody ožité seismiky, které jsou dnes v širokém měřítku používány v oblasti průzkumu ložisek nerostných surovin, stavebnictví, vodohospodářství aj. Nejdůležitější je využití metody odražených vm v modifikaci společného reflexního bodu pro průzkum ložisek ropy a zemního plynu. Seismické vlny vyvolané odpaly náloží nebo pomocí vibrátorů jsou na počítačích přetvářeny do echoreflexů a zobrazovány ve formě časových řezů, které jsou pak přepočítávány na řezy hloubkové. V dnešní době je průzkum ložisek ropy a zemního plynu bez metody společného reflexního bodu nemyslitelný. Podobným způsobem jsou studovány i uhelné pánve. Další použití metod užité seismiky spočívá jednak v oblasti inženýrské geologie a hydrogeologie (sledování hladiny podzemní vody, studium hydrogeologických struktur, výzkumy při výstavbě přehrad, dálnic, tunelů, atomových elektráren ap.), jednak v oblasti průzkumu nerudních surovin (ložiska kamene, kaolínu aj.). Pro tyto účely jsou využívány hlavně čelné a refragované vlny. 146