Magnetické a elektrické pole Země Ve fyzice nejčastčji hovoříme o elektromagnetickém potí, neboť změny elektrického pole vyvolávají změny pole magnetického a naopak. Při studiu Země je zkoumání magnetického pole oddělováno, mj. proto, že vedle indukovaného magnetismu existuje tzv. remanentní magnetismus (viz dále), který je na současném elektrickém poli Země nezávislý. 9.1________Studium magnetického pole Země____________________ Magnetometrie, zabývající se studiem magnetického pole Země, je nejstarší geofyzikální metodou. Magnetická střelka, základ kompasu, byla známa již kolem r. 2600 př. n. 1. v Číně. V Evropě byl primitívni magnetický kompas znám koncem 12. století našeho letopočtu. V r. 1492 zjistil Kolumbus při plavbě západním směrem existenci magnetické deklinace (úhel mezi zeměpisným a magnetickým poledníkem). Od r. 1640 používali Švédové kompas k vyhledávání ložisek železa, tvořených převážně magnetitem. O magnetometru jako o geofyzikální metodě však můžeme hovořit teprve od počátku tohoto století, kdy byly A. Schmidtem zkonstruovány magnetické polní váhy. V současné době má magnetometrie k dispozici moderní, přesné a snadno ovladatelné aparatury, jimiž lze měřit na zemském povrchu, z letadel, družic, na lodích, ve vrtech i v podzemí. Podle rozložení magnetického pole lze mapovat geologická souvrství tvořená horninami se zvýšenou magnetizací a vyhledávat ložiska užitkových nerostů obsahující magnetické minerály. Magnetometrie významně přispívá i ke studiu vnitřní stavby Země. Tak např. sama existence zemského magnetického pole svědčí o tom, že v jádru Země musí docházet k nepřetržitému uspořádanému pohybu hmot s vysokou vodivostí. Vzhledem k vysokým teplotám uvnitř Země nemůže být zemské těleso namagnetizováno, za zdroj zemského magnetického pole je považováno přirozené dynamo s vlastním buzením. 9.1.1 ZÁKLADNÍ pojmy magnetického pole Prostor, ve kterém působí magnetické síly na magnet nebo cívku protékanou proudem, nazýváme magnetickým polem. K popisu magnetického pole v bodě P, jejž budeme uvažovat vně zdroje pole, slouží následující veličiny: U - magnetický potenciál (jednotkou je A), H — intenzita magnitirkrko pole (jednotkou je A . m"1), B — magnetická mdnkce či prostě magnetické pole B (jednotkou je T). Přitom platí H=-gradi/=-4^- (9.1a) os 169 (směr s je směrem největší změny potenciálu v těsném okolí uvažovaného bodu P), popř. H _ iU (9.1b) Hp " " "op" (kde Hp je složka intenzity v libovolně zvoleném směru p), a dále B = (M, (9.2a) kde n = fir fi0 je penneabBita prostředí v okolí bodu P (bezrozměrná veličina, ftr je poměrná permeabilita, u„ je permeabilita vakua). Poměrná permeabilita vzduchu, vody i slabě magnetických hornin je prakticky rovna 1. Pro magnetické pole ve vzduchu lze tedy používat vztahu B-B0-ffJI, (9.2b) přičemž ju„ = 4n . 10"7 (H . m"1). Jakákoli látka vložená do magnetického pole se zmagnetizuje a sama se stane zdrojem magnetického pole. Stupeň zmagnetování látky popisuje veličina M, nazývaná magnetizací (jednotkou je A . m"1). Jednou její složkou je indukovaná magnetizace M, «i- *™H, (9.3) kde xm je magnetická objemová eusceptibilita (bezrozměrná veličina); u hornin závisí velikost xm zvláště na druhu a množství feromagnetických minerálů přítomných v hornině a na rozměru a tvaru jejich zrn. Druhou složkou celkové magnetizace M bývá remanentní magnetizace (u hornin přirozená remanentní magnetizace M„), závislá na „magnetické historii" látky. Je tedy M = M,+ M„. (9.4) Ve specifických souvislostech se namísto M může lépe uplatnit magnetická polarizace J (jednotkou je T) J-K*. (9.5) která obecně rovněž sestává z indukované a remanentní složky. Magnetismus tělesa je projevem pohybu elementárních částic jeho hmoty nesoucích elektrický náboj, tedy elementárních proudových smyček v tělese. Magnetický moment takové proudové smyčky, obepínající plošku dS a protékané proudem i, je dm = idS . (9.6) Vektorovým součtem elementárních momentů dm je dán magnetický moment M tělesa (jednotkou je A. m2). Uvažujeme-li homogenně namagnetované těleso o objemu r, je magnetizace momentem jeho objemové jednotky, M = — . (9.7) r Zaveďme formální představu o magnetickém dipólu jako dvou stejných magnetických množstvích opačných znamének (+q, -q), situovaných v infinitezimální vzdálenosti dl na magnetické ose, o magnetickém momentu dm-tfdl. (9.8) Lze ukázat, že magnttfcfcé pole «Hnátu, umístěného do středu elementární kruhové smyčky tak, že jeho moment je kolmý k ploie smyčky a má velikost jdS, je identické s polem smyčky. Takové pole je symetrické kolem magnetické osy dipólu. Umístí-li se do středu dipólu počátek souřadnic, lze vyjádřit magnetický potenciál dipólového pole v bodě P (r, O) podle obr. 9.1 vztahem dt7«-c' -ÍP- cose, (9.9) r kde c' s------ a O je úhel mezi osou dipólu a prúvodičem bodu P o délce r. Odtud lze 4 n 170 9.1 Složky intenzity magnetického pole elementárního dipólu; o — osa pole s použitím obr. 9.1 stanovit složky intenzity magnetického pole dipólu v bode P: složku &Hr ve směru průvodice (podle elementu ár) dHr = 2/ —r- cos e, r složku dir© ve směru kolmém (podle elementu rb&): .„ , dm _ aHe = c —j- srn ©, a jejich vektorovým sečtením velikost intenzity dm dH = V(dtfr)2 H-ídffe)2 - C ■— V3 cos' 0 + 1 i její směr (úhel odklonu a od průvodice) d/fe 1 tg a áHr tge. (9.10a) (9.10b) (9.11a) (9.11b) Magnetický potenciál a intenzita magnetického pole tělesa konečných rozměrů ve zvoleném bodě P se určí sečtením (integrací) účinků „dipólů" zahrnutých v jeho objemu. 9.1.2 GEOMAGNETICKÉ POLE V této částí se používá vžitých symbolů X, Y, Z, H, T pro složky a totální vektor geomagnetického pote. Vektor geosflagBctfckábo pele T v libovolném bodě P nad zemským povrchem má směr siločáry procházející tímto bodem a jeho velikost i směr jsou funkcí polohy bodu P (obr. 9.2a). Rozkládáme jej kolmým promítnutím na složky (obr. 9.2b). Průmětem vektoru T do vodorovné roviny (xy) je horiiulátaf složka H, průmětem do osy z je vertikálaf složka Z. Vektor H udává směr mag—Itrirrho yofcMliiflm v bodě P. Úhel mezi magnetickým a zeměpisným poledníkem je 171 9.2 Geomagnetické pole: a) průběh siločar a vektoru J aproximativního pole geocentrického dipólu, o — osa pole b) elementy zemského magnetického pole: z.p. - zemepisný poledník, m.p. - magnetický poledník ■■gnrrtrki deklinace D; je kladná (záporná), probfliá-li magnetický poledník východně (západné) od zemepisného. Úhel mezi vodorovnou rovinou (xy) a vektorem T je angaetická inlrMnarr /; je kladná (záporná), směřuje-ti T pod (nad) vodorovnou rovinu. X, Y, Z, H, T, D, /jsou eleaMBty growgm Htl flwi pole. Orientační údaje o přibližných velikostech nejdůležitějších elementů poskytuje tab. 9.1. Přibližná velikost efcweati geomagnetického pole Tabulka 9.1 Přibližná velikost Přibližný grád ent v ČSSR Element na pólech na rovníku v ČSSR šířkový výškový Z 60 až 70 mT 0 43 fiT +6 nT. km"' -20 nT . knr1 H 0 30 až 40 fiT 20 pT -3 nT. km"1 -9 nT . km"1 T 60 až 70 pT 30 až 40 /iT 47 MT +4 nT. km"1 -22 nT . km"' D neurčitá +10° až-20° 0° 1 ±90° 0° +65° Nejlepší představu o skutečném rozložení elementů geomagnetického pole na zemském povrchu poskytují ■ftitfrfrf' a*apy sestrojené na podklade přímých měření. Metodou postupného zhlazování se konstruují mapy izohnií, v nichž jsou odstraněny vlivy lokálních a regionálních poruch. Izohnie T, Z, H, X, ľ se nazývají iinij—1 T, Z, H, X, Y, izolinie 172 deklinací se nazývají bogony, izolinie inklinací se nazývají izoklbry. Protože se elementy s časem poněkud mění, vztahují se vždy magnetické mapy k určité epoše (např. epocha 1980,0). Analýza pozorovaného geomagnetického pole vede ke zjištění, že bezmála celé pole má své zdroje uvnitř Země a že jeho velmi podstatná část má charakter pole magnetického dipólu o magnetickém momentu m = 8.1022 A. m2, umístěného v zemském středu (obr. 9.2a) a odkloněného o 11,5° od osy rotace. Osa dipóhi (tzv. geomagnetická osa) protíná zemský povrch v tzv. geomagnetických pólech. Jestliže toto pole geocentrického odkloněného dipólu odečteme od skutečného geomagnetického pole, obdržíme zbytkovou, nedipólovou část pole — tzv. kontinentální anomale, kladné i záporné, o amplitudách 7 až 17 //T (kladné kontinentální anomálie — asijská, antarktická, americká, záporné — australská, africká, islandská). Představa o dipólovom charakteru vnějšího magnetického pole Země platila až do padesátých let, tj. do zahájení výzkumu kosmického prostoru. Do té doby se předpokládalo, že všechny zdroje pole jsou uvnitř Země a prostředí v jejím okolí bylo považováno za vakuum. Průběh magnetického pole zjištěný na povrchu Země byl extrapolován do vnějšího prostoru pomocí teorie potenciálu (obr. 9.2a). Přímé měření magnetického pole Země pomocí družic poskytlo přesný obraz magnetosféry, tj. prostoru v blízkosti Země, v němž jsou podstatné jevy určovány magnetickým polem Země (R. Lauterbach, 1975). Měřením z družic byl určen nejen tvar magnetosféry, ale byly také prozkoumány zákonitosti fyzikálních procesů uvnitř magnetosféry. Na obr. 9.3 vidíme, že dipólový tvar magnetického pole Země je deformován působením Slunce, které vedle elektromagnetického záření o různé vlnové délce vysílá k Zemi i stálý tok plazmatu (nabitých částic — protonů a elektronů), označovaný jako sluneční vítr. Naše Země je tak vystavena neustálému působení slunečního větru, jehož energie je částečně přijímána, přetvářena a uchovávána v magnetosféře. Stav magnetosféry ovlivňuje cirkulační procesy v atmosféře (V. Buchá, 1981). Magnetosféra také chrání zemský povrch před negativním působením slunečního větru na biosféru. Na styku slunečního větru s magnetosférou (obr. 9.3) ve vzdálenosti 13 až 14 rz od povrchu Země vzniká stojatá rázová vlna, na níž se sluneční plazma stlačuje, zahřívá a zpomaluje. Tok nabitých částic má potom podzvukovou rychlost, je turbulentního charakteru, mění směr pohybu lllllllllll plazmový hrot (cusp) Hg|5 nestabilnr radiace 9.3 Schematické zobrazeni magnetosféry (S. Fischer, 1976) 173 a obtéká magnetosféru. Tím vzniká turbulentní přechodová oblast, která zprostředkovává účinek slunečního větru na magnetosféru. Vnější hranici magnetosféry tvoří magnetopauza o mocnosti asi 100 km. Její poloha je určena rovnovážným tlakem slunečního větru a geomagnetického pole. Vycházíme-li ze střední rychlosti slunečního větru 500 km . s-1 a koncentrace částic 3,5 cm-3, dostaneme pro vzdálenost magnetopauzy na denní straně 10 rz. Na vnější hranici magnetosféry se prudce mění intenzita magnetického pole z hodnot 0,08 až 0,16 A. m_1 na 0,004 až 0,008 A . m_1, tj. na intenzitu meziplanetárního pole. Vlivem slunečního větru dochází k deformaci průběhu magnetických gfiocar. Na noční straně se tvoří protáhlý ohon magnetosféry o průměru kolem 40 rz a délce až 900 r^ rozdělený tenkou neutrální vrstvou na dvě části opačné polarity. Neutrální vrstva o mocnosti 0,1 rz je součástí plazmové vrstvy na noční straně. Na denní straně způsobuje sluneční vítr stlačení magnetosféry. V magnetopauze jsou umístěny neutrální body N, oddělující otevřené a uzavřené siločáry magnetického pole Země. Magnetické pole Země se mění s Časem, v závislosti na intenzitě slunečního větru. Při zesílení toku plazmatu dochází k přiblížení hranice magnetosféry na denní straně až na 5 rz. Mění se i tvar a rozměry ohonu. Při náhlém stlačení magnetosféry vzniká tzv. dbunagnetkký elektrický proud, obtékající Zemi ve vzdálenosti 3 až 5 rz. Magnetické pole Země je schopno udržet velké množství nabitých částic, které jsou většinou soustřeďovány do oblastí uzavřených magnetických siločar, kde vytvářejí radiační pásy Země. Na pohybující se nabité částice působí magnetické pole Lorentzovou silou, která je kolmá na rovinu, v níž leží vektory rychlosti a magnetické indukce. Částice se pak pohybují cyklotrouním pohybem po „šroubovici", tj. otáčí se kolem siločáry v rovině kolmé k vektoru intenzity magnetického pole. Vedle cyklotronního pohybu může částice vykonávat ještě postupný pohyb, takže výslednou trajektorií je spirála, v jejíž ose leží siločára. Podle pohybu částic v magnetosféře rozlišujeme tzv. aurorámí radiaci (radiace polárních záři) a uchvácenou radiaci. Aurorální radiaci tvoří částice s cyklotronním a postupným pohybem. Malý drift způsobuje odchod částic do ohonu magnetosféry. Částice v uchvácené radiaci jsou trvale drženy magnetickým polem. 9.1.3 ČASOVÉ VARIACE GEOMAGNETICKÉHO POLE Elementy geomagnetického pole se spojitě registrují speciálními přístroji na magnetických observatořích (v Čechách Budkov u Prachatic, na Slovensku Hurbanovo). Z pořízených záznamů je zřejmé, že elementy se s časem mění a že změny mají velmi rozmanitý charakter. Analýzou variogramů lze zjistit, že kolísání elementů jsou jednak pravidelná (o různých periodách a amplitudách), jednak nepravidelná, neuspořádaná. Z pravidelných variací krátkodobých je pro magnetický výzkum nejdůležitější denní variace o periodě délky slunečního dne. Její průběh závisí na zeměpisné šířce místa a částečně též na ročním období; ve složkách pole obnáší řádově desítky nT. Přes tuto pozvolnou variaci se překládají krátkoperiodické jevy o trvání od zlomků sekundy do desítek minut (o amplitudách od zlomků nT do desítek nT), pravidelného i nepravidelného průběhu. Přímou nebo nepřímou příčinou je vesměs sluneční aktivita. Mimořádná sluneční činnost vyvolává intenzívní nepravidelné variace — magnetické bouře. Porovnávají-li se střední roční hodnoty elementů pole, ukazuje se, že se mění systematicky. Teprve za dlouhou dobu se projeví skutečný, periodický charakter této dlouhodobé, tzv. sekulární variace. Její průběh je na různých místech Země různý a postihuje zejména nedipólovou část pole. 174 9.1.4 PALEOMAGNETISMUS Složkou vektoru přirozené remanentní magnetizace Mn horniny bývá mj. vektor primÉmf remanentní magnetizace IŘ0, kterou hornina získala hned při svém vzniku. Pokud se výrazně neuplatňuje vliv některého typu magnetické anizotropie, získává M0 směr geomagnetického pole TOT které působí v době vzniku horniny, a modul M0 je úměrný velikostí T„. Může tedy M„ v příznivých případech informovat o směru a vzácně též o velikosti geomagnetického pole v době vzniku vybraných datovaných hornin. Podmínkou pro použiti uvažované horniny k paleomagne-tickému výzkumu je neproměnnost nebo alespoň reprodukovatelnost její primární polohy. a) -i-----------r 6 mil. let * (mittel 9.4 Inverze geomagnetického pole: a) Časová stupnice inverzní (podle A. CoxE in J. Verhoogen et al., 1970). Existence geomagnetického pole, jeho sekulárních změn a inverzí umožňuje usuzovat o procesech, které probíhají v zemském nitru. b) Zjištěni inverzí a odpovídajícího sledu kladných a záporných magnetických zón ve světových oceánech se stalo základem pro teorii o rozšiřování oceánického dna a o blokové stavbě zemské kůry (podle W. C. Pitmana in J. Verhoogen et al., 1970) 175 Jestliže paleomagnetkky vyšetřujeme soubor vzorků např. z jediné sedimentární vrstvy či jediného lávového proudu, které se formovaly v relativně krátkém údobí, pak nalezený střední směr M0 zřejmě odpovídá „okamžitému" směru paleopole, plně ovlivněnému sekulárm variací. Detailní výzkumy tohoto typu jsou proto cenným podkladem pro studium charakteru sekulární variace v geologické minulosti. Tak se mj. zjistilo, že v minulosti docházelo též k poměrně rychlým inverzím polarity geomagnetického pole (obr. 9.4). Jestliže však na lokalitě odebereme kolekci vzorků např. z mocného sedimentárního souvrství nebo z početné série lávových proudů, můžeme se oprávněně domnívat, že ve středním směru M0 je vystředěna sekulární variace. Takový střední směr nazýváme paleomagnetickým a považujeme jej za směr pole geocentrického souosého dipólu (D0, IJ. Deklinace D„ určuje směr paleopoledníku, na kterém leží paleomagnetkky pól příslušející epoše vzniku zkoumaných hornin. Inklinace I„ určuje polohu pólu na paleopoledníku prostřednictvím doplňkové paleošířky lokality podle cotg B0 = — tg /„. Ukázalo se, ie s rostoucím stářím epoch se paleopól stále více vzdaluje od současného zeměpisného pólu a že charakter této zdánlivé migrace pólu či dipólové osy je různý pro různé kontinenty (obr. 9.5). 9f____ 100* 60 80* 100* 9.5 Křivky zdánlivého putování severního pólu pro různé kontinenty (schematizováno podle různých autorů): Eu - Evropa (označení viz tab. 11.1;T - třetihory.Tr - trias), SA - Severní Amerika (od siluru), An - Antarktida (od kambria), Au — Austrálie (od karbonu), In - Indie (od křídy), Ja - Japonsko (od křídy). Např. Evropa byla v permokarbonu od pólu v úhlové vzdálenosti zhruba 90°, tj. nacházela se v oblasti magnetického rovníku. Tvto w\loclk\ o/i\il\ Kurii kontinentálního driftu a staly se východiskem moderních koncepcí o stavbě zemské kůry a procesech jejího vývoje 9.1.5 PŮVOD GEOMAGNETICKÉHO POLE Existence a konfigurace geomagnetického pole, jeho sekulární změny a inverze umožňují usuzovat o procesech, které probíhají hluboko v zemském nitru. Je pravděpodobné, že geomagnetické pole vzniká nu^netohydrodynamkkýni mechanismem na základě toho, že Země rotuje (rotací vzniká slabé pole, gyromagnetícký efekt) a v jejím vnějším jádru dochází 176 v důsledku vertikálního teplotního gradientu ke konvekčním pohybům „tekutých" vodivých hmot (indukcí pak vzniknou elektrické proudy a jim odpovídající magnetická pole, jimiž se původní slabé pole zesiluje). Pohyby ovšem probíhají různé, ale rotace do nich vnáší jisté uspořádání, takže pole má vcelku souosý charakter. Podobné vznik kontinentálních anomálií lze spojovat s konvekčním prouděním vodivých hmot ve spodním plášti. 9.1.6 MAGNETICKÉ ANOMÁLIE Vektor T geomagnetického pole v bodě P na zemském povrchu lze schematicky vyjádřit jako vektorový součet T = T<<+Tik+T(r+T-(, (9.12) kde Td značí podíl pole odkloněného dipólu, T* podíl kontinentální anomálie, T,, podíl anomálie regionální a T^ anomálie lokální (zdroje v různých hloubkových úrovních zemské kůry). Při konstrukci světových magnetických map se T^. a T^ odstraňují vyhlazováním izolinií. Avšak pro regionální a ložiskovou geologii právě ony mají hlavní indikační význam, kdežto součet T^ + Tt představuje nezajímavé normami regionální pole T„. Regionální anomálie. Jde o pojem relativního významu. Často se jimi rozumějí magnetická pole vyvolaná spíše hlouběji uloženými a objemově značně rozsáhlými geologickými tělesy o magnetizaci výrazně odlišné od okolního geologického prostředí. Informace o geologickém zdroji anomálie J„ (o hloubce horního a dolního okraje, tvaru, rozměrech, petrografické povaze ap.) se odrážejí v konfiguraci anomálie a tu je proto třeba z měřených hodnot celkového pole T vyčlenit: T^ = T —1„ — T^ Přitom T^lze určit např. ze vzorce pro mezinárodní geomagnetické referenční pole jako funkci zeměpisných souřadnic q>, k bodů měření. Možných lokálních vlivů T^ se zbavujeme bud vhodným rozložením sítě měřických bodů nebo měřením ve výšce (z letadla), popř. speciálními postupy. Mapování regionálních anomálií je dnes převážné úkolem letecké magnetometrie. Lokální anomálie. Zpravidla se jimi rozumí magnetická pole vyvolaná relativně mělce uloženými a objemově omezenými geologickými tělesy o magnetizaci výrazně odlišné od okolního prostředí. V porovnání s regionálními anomáliemi zaujímají menší plochy, jsou ostřejší (mají vyšší horizontální gradient) a s výškou rychleji zanikají (vyšší vertikální gradient). K vyčlenění lokální anomálie z celkového měřeného pole T podle vztahu: T,,, = T — T„, — T^se obvykle definuje normami lokální pole T^ které zahrnuje i regionální anomálii T^ = T — T„,. T„, lze stanovit statisticky ze souboru zjištěných T: je ji hodnota, která se nejčastěji vyskytuje v okolním poli, obklopujícím zájmové lokální anomálie. Současné přístroje pro magnetický průzkum umožňují většinou měřit absolutní nebo relativní hodnotu modulu geomagnetického pole r či jeho složky Z, popř. H. Jako rozdíl naměřených a normálních hodnot definujeme proto nejen anomálie totální Ta = T — Tw ale i vertikální Z„ = Z - Zm horizontální H,= H-H„aAľ= T - Tn (rozdíl modulů), přičemž podle povahy normálního pole se jedná buď o anomálie regionální nebo lokální. Podobně jako v gravimetrii (část 8.5) můžeme i v magnetometru konstruovat různé typy odvozených map. Vzhledem k tomu, že v aeromagnetometrii, základní technologii sběru geomagnetických dat, jsou hodnoty geomagnetického pole získávány v číslicové formě na magnetický záznam, jsou do prvotního zpracování zahrnuty nejen mapy T„ ale také mapy přepočtené na různé výškové úrovně, mapy vertikálních či horizontálních gradientů, mapy Linsserových indikací a další. Mapy vertikálních a horizontálních gradientů magnetického pole jsou v poslední době získávány přímo měřením gradiometry. 177 9.1.7 GEOMAGNETICKÁ MĚŘENÍ Vědeckotechnický rozvoj v posledních desetiletích se odrazil i ve vývoji moderních magnetometrů, vyznačujících se vysokou citlivostí a jednoduchou obsluhou. Přitom se radikálně změnil fyzikální princip, na němž se zakládá jejich konstrukce. Ještě v šedesátých letech se používalo převážně magnetických torzních Z- a H-vah k měření relativních hodnot složek Z a H geomagnetického pole. Hlavní součástí je magnet tvaru válečku, upevněný na torzním vláknu vodorovně (u Z-vah) nebo svisle (u H-vah). Přejde-li se s přístrojem z normálního do anomálního pole, magnet se v důsledku změny ve složce Z & H vychýlí z normální polohy. Úhel vychýlení je mírou hledané změny. Dalším typem staršího geomagnetického přístroje jsou magnetometry s ferosondou. Od 70. let je nejběžněji používaným leteckým i pozemním typem magnetometru k měření modulu pole T protonový (jaderný) magnetometr. Hlavní součástí je sonda, která sestává z nádobky naplněné kapalinou bohatou na protony (uhlovodíky) a ovinutá cívkou, jejíž osa se orientuje zhruba kolmo k měřenému poli T. Při průtoku dostatečně silného proudu cívkou se spinové magnetické momenty protonů uspořádají paralelně s osou cívky. Po vypnutí proudu se vracejí do směru T a to precesním pohybem s frekvencí/= 4 257,6 . 104 r (Hz). Tímto pohybem se v cívce budí slabé střídavé napětí, jehož frekvenci lze po zesílení určit. Hodnota T, odpovídající této frekvenci, se přečte na číslicovém displeji. Obsluha magnetometru (obr. 9.6) je prostá. Sonda na tyči se umístí do měřeného bodu, na panelu přístroje se stiskne knoflík a po 2 až 3 sekundách se objeví digitální údaj T s přesností 0,1 až 1 nT. Nové typy jsou vybaveny pevnou pamětí, takže odpadá potřeba vést zápisník. Přístroj nemá chod. Pro přesná měření gradientů magnetického pole jsou vyráběny atomové magnetometry (rubidiový, césiový) a magnetometry SQUID (superconducting quantum interference device). Prvý typ má citlivost 0,01 nT, druhý 0,0001 nT. Většina geomagnetických měření je v současné době realizována z letadel. Zpracování aeromagnetických měření je plně automatizováno až po konstrukci map izolinií. Opravy z variací magnetického pole a normální pole (bývá stanoveno k určité epoše, je závislé na zeměpisné šířce a délce) jsou zaváděny automaticky. Variace magnetického pole jsou registrovány na variační stanici přístrojem, který je plně synchronizován s přístrojem umístěným na letadle. V poslední době dochází k plné automatizaci zpracování i u pozemních geomagnetických měření. Oprava z variací je zaváděna podobně jako při leteckém měření, normální pole je stanoveno s ohledem na velikost proměřované plochy. Přesnost pozemních magnetických měření je stanovena podobně jako v gravimetrii (kap. 8.6) z opakovaných měření. 9.1.8 INTERPRETACE GEOMAGNETICKÝCH ANOMÁLIÍ Způsob interpretace geomagnetických anomálií závisí na řešeném problému, zejména na měřítku interpretovaných podkladů. Pro geomagnetické mapy, zvláště v terénech bez sedimentárního pokryvu, je typická velká členitost pole, což je v souladu s proměnlivostí magnetických vlastností hornin. Magnetismus hornin je složitý fyzikální jev, závisející na stavbě vnitřních a vnějších elektronových obalů atomů prvků a na krystalochemických vlastnostech minerálů tvořících horninu. Magnetické vlastnosti hornin v mnoha případech závisejí na fyzikálně-chemických podmínkách při vzniku horniny a na procesech přeměny, jimž byla hornina podrobena. Proto má studium magnetických vlastností hornin význam nejen pro geofyzikální výzkumy, ale i pro bezprostřední řešení tektonických, strukturně-geologjckých, stratigrafických, petrogěnetických a dalších problémů. 178 .*a*$ «fS^Ry ;■*.•' , ".„-v*h*^ »- * ***>' "- '■* rí 9.6 Měření protonovým magnetometrem 179 Anomální magnetické pole nad magnetizovaným geologickým objektem je závislé na jeho hloubce, velikosti, tvaru a na vektoru celkové magnetizace M. Ta je vektorovým součtem indukované magnetizace M t a přirozené remanentni magnetizace M„. Koeficient Q, 0 = Mn Mi (9.13) udává, kolikrát větším podílem přispívá k celkové magnetizaci vektor M„. Indukovaná magnetizace Mť je u slabě magnetických hornin přímo úměrná objemové magnetické susceptibilitě x. U středně a silně magnetických hornin (x > 10"* (SI)) je nutno brát v úvahu závislost na tvaru tělesa a na anizotropii magnetické susceptibility. Hfroxeaá rfanrirtni niatařtfrace honda M„ je složitý magnetický parametr, neboť dochází ke vzniku různých druhů remanentni magnetizace, které mohou být zastoupeny současně v téže hornině. Přirozená remanentni magnetizace je tedy vektorovým součtem několika složkových vektorů remanentni magnetizace, odtaných svým vznikem a stabilitou. Rozlišuje se remanentni magnetizace izotermální, viskózni, termoremanentní, chemická, detritická a dynamická. Při speciálních laboratorních výzkumech magnetických vlastností hornin bývá určován Curieův bdd, tj. teplota, při níž zahřívaná hornina ztrácí své feromagnetické vlastností. Cennou informaci o charakteru přirozené remanentni magnetizace poskytuje koercitivní síla, nezbytná k úplnému odstranění remanentni magnetizace. Údaje o magnetických vlastnostech hornin můžeme získat jak v terénu, tak v laboratoři. Celkovou magnetizaci rušivých těles můžeme přibližně určit rozborem magnetických anomálií. Magnetické vlastnosti hornin jsou určeny magnetickými vlastnostmi minerálů, z nichž se skládají. Jako dhMnagnetkfcé označujeme ty minerály, jejichž magnetická susceptibilita je | * *5CM) Horniny o »o moo soooo vytřelá "OS* gfldiorit Q8DTQ ptrídotit «úlevné „ SSSr uwzené p^.wíkovec «pnjl.hlina.prachovec jfl;jílove«ljflovM břidlice chemické tahTt^aiftuckli.tádrovec -sladkovodní křemenec • přemínéné orto- orioni« amfibolit hadec part- krurtelický křemenec mramor - e 0 a » co 00 MC 00 180 —'o- \ I / r-«• j. «• 9.7 Magnetické anomálie nad tenkou deskou: a) Průběh anomálii Z„ Hv A T, T, na charakteristickém profilu nad tenkou svislou deskou směru V-Z o velkém hloubkovém dosahu, namagnetovanou indukované (např. nadrudní nebo vulkanitovou žflou) b) Magnetické pole A 7 nad šikmými tenkými deskami o velkém hloubkovém dosahu namagnetovanými indukované v poli o inklinad /„ = 60° (podle M. S. Reforda, 1966). Šipky udávají polohu a sklon desky c) Označeni interpretačních parametrů 181 záporná a dosahuje hodnot 10~6 až 10~s (SI) (např. grafit). Paramagnetické minerály mají kladnou susceptibilitu o hodnotách 10-5 až 10"3 (SI) (např. muskovit). Při měnící se intenzitě magnetického pole zůstává velikost magnetické susceptibility diamagnetických a paramagnetic-kých minerálů konstantní. Feromagnetické minerály mají kladnou susceptibilitu dosahující velmi vysokých hodnot, měnících se v závislosti na intenzitě působícího magnetického pole a na teplotě (např. magnetit, hematit). Horniny se nejčastěji chovají jako fero-paramagnetické, jejich vlastnosti jsou určeny především podílem nejsilněji magnetických minerálů. Objemové magnetické susceptibility vybraných horninových typů jsou v tab. 9.2. Analogickou závislost bychom zjistili i pro přirozenou remanentní magnetizaci Mm což svědčí o vzájemném vztahu x a M„. Při interpretaci mapy magnetických anomálií je užitečné mít představu o konfiguraci anomálií vyvolávaných geologickými nehomogenitami různých tvarů. Přestože ve skutečnosti jde o tvary složité, bývá možné je připodobnit k tvarům geometricky jednoduchých modelů (deska, hranol, válec, koule, stupeň ap.) anebo k útvarům složeným z jednoduchých modelů. Průběh anomálií nad modely o zvolených parametrech (tvaru, prostorové poloze ap.) se řeší v rámci tzv. přímé úlohy magnetometrie, a to v jednodušších případech analyticky nebo graficky, ve složitějších matematickým analogovým modelováním nebo na samočinných počítačích. Na obr. 9.7a je uveden příklad průběhu křivek Zv H„, Ta a AT na charakteristickém s.-j. profilu (A = 0) přes tenkou svislou desku s velkým hloubkovým dosahem, směřující V-Z, namagnetova-nou indukované v zemském poli o zvoleném /„. Určující analytické výrazy mají v tomto případě tvar Ho 2b2M 4tt " x2 + h2 Z„ = -£2- . __---- (/, sin /„ - x cos /„) Ha ="~£" s™2 (hcosIn+xsinIn) (9-14) T - "V/72 -I- H2 - -Ľ£- 2b2M /.- VZa + Ha - ^ {x2+h2)m * t Po 2b2M ,, _, • -,r\ AT = —í-2- —z------r (h cos 2/„ + x sm 2/„), An x + h kde 2b je mocnost desky, h hloubka horního okraje, M = xm T je magnetizace, x proměnná vzdálenost výpočetního bodu od bodu 0. Obr. 9.7b znázorňuje proměnlivost průběhu anomálie A ľ nad tenkými deskami o různém směru a sklonu. Magnetické anomálie, zobrazené v mapách anomálního pole, jsou indikacemi přítomnosti geologických těles o jiných magnetických vlastnostech, než jaké má okolní „normami" prostředí. Jádrem jejich interpretace je řešení obrácené úlohy magnetometrie: podle známé konfigurace anomálií na dané ploše nalézt tvar, polohu a rozměry odpovídajících rušivých těles. Interpretací se však kromě toho rozumí též určení horninových typů a struktur, které jsou příčinami anomálií. Při interpretaci je tedy zapotřebí znát nejen výsledky čistě geomagnetických měření, ale i geologii oblasti a magnetické vlastnosti hornin, které se v ní vyskytují. Řešení obrácené úlohy magnetometrie je v obecném případě mnohoznačné, podobně jako v gravimetrii. Např. z části 9.1.1 plyne, že lze najít množství koulí o proměnném poloměru R a magnetizaci M, jež vyvolají stejnou anomálii. Podrobné údaje o určujících parametrech rušivého geologického tělesa lze získat kvantitativní interpretací, při které se používá někdy značně složitých postupů a výpočtů. Běžně se řeší nejprve otázka tvaru tělesa, pak ostatní parametry. Zkušený interpretátor může v mnohých pnpadech vhodný tvar odhadnout podle konfigurace anomálie v mapě izanomál, nebo jej lze určit cestou srovnání zjištěné anomálie s magnetickými poli modelových těles zobrazenými v atlasech teoretických křivek ap. Byla vypracována celá řada metod kvantitativního vyhodnocení magnetických anomálií. 182 Tabulka 9.3 Přehled dílčích řešení obrácené úlohy magnetometrie pro případ tenké svislé desky z obr. 9.7a (vysvětlení symbolů v obr. 9.7c) Anomální křivka Za H, AT 1 a Určení počátku 0 (polohy okraje desky) Za (0) = 7 +7 t-'a max ■ *->a mm H. (0) = "a max "> **a mm AT (0) = Ar™ + Ar™ ' a W) * a max ze souřadnice x0 nulové anom. hodnoty h = x0 cotg /„ h = -xo tg /„ A = -xo tg 2/„ ze vzdálenosti cos/„ A = (x-i — Xi)-------- 2 sin/. sin 27. h — (r, r 1 (*2 — x,) mezi minimem a maximem 2 2 z šířky d anomálie uprostřed mezi max amin sin /„ h=d------ 2 cos/„ h=d------ 2 |cos 2/„| « = d----------- 2 1 h = d------— 2\/r Určení součinu 2b . M (odtud 2b při známém M) AZ„(0) 2bM =----------- 2c sin /„ -A Ha (0) 2bM = ------------- 2c cos /„ -AAT(O) 26A/ -2c cos 2/„ ** 'amax 2bM =--------- 2c Odhad hloubky h ze vzdálenosti t průsečíků, ve kterých tečna, vedená ve vnitřním inflexním bodě křivky, protíná tečny v přilehlých extrémech: A = -=- f [bere se průměr z obou větví křivky, / = — (<]+ í2)] Metoda charakteristických bodů je založena na řešení analytických vztahů, odvozených při řešení přímé úlohy pro modelová tělesa. K výpočtu hledaných parametrů, především hloubky horního okraje nebo těžiště tělesa, se využívá vzájemné vzdálenosti nebo souřadnic některých zvláštních bodů anomální křivky, které se odečtou z naměřené křivky a dosadí do vzorců získaných řešením. Příkladem je případ tenké desky na obr. 9.7a, popsaný rovnicemi (9.14), jehož řešení je dáno vzorci v tab. 9.3 s vysvětlením symbolů na obr. 9.7c. Metoda tečen, využívající tečen vedených k anomální křivce v různých vhodně volených bodech, byla rozpracována do řady modifikací. Nejjednodušší z nich vyplývá z tab. 9.3 a obr. 9.7c. O srovnávací metodě modelových křivek, přehledně seřazených v atlasech, byla už výše zmínka: řešením jsou parametry toho modelu, jehož teoretická křivka se nejlépe přimyká ke křivce naměřené. Strojně početní metody. Samočinné počítače se uplatňují nejen při automatickém zpracování naměřených dat, konstrukci map magnetického pole a jeho transformacích, ale i při některých postupech řešení obrácené úlohy. Naznačíme si jeden z nich. Metoda nejlepší shody pozorované anomálie s magnetickým polem vypočteného modelu umožňuje vysledovat parametry rušivého objektu do značných podrobností. Počátečním krokem je odhad tvaru a parametrů tělesa některými přibližnými manuálními metodami a s využitím poznatků o geologických poměrech a magnetických vlastnostech. Pak se vypočte účinek odhadnutého modelu, porovná se s naměřenou anomálií a na základě zhodnocení odchylek se určí první série oprav modelových parametrů. Postup se opakuje, vždy s opravenými parametry, dokud se nedosáhne zvoleného stupně shody účinků. 183 9.1.9 POUŽITÍ MAGNETOMETRIE V GEOLOGU Magnetometrie má zásadní význam při globálním stadia Země. Již sama existence hlavni dipólové složky zemského magnetického pole svědčí o uspořádaném pohybu vodivých hmot uvnitř zemského jádra. Podobně kontinentální magnetické anomálie jsou dokladem pohybů hmot ve spodním plášti. Paleomagnetkký výzkum přinesl poznatky, které hluboce ovlivnily globální geologii: lze uvést • např. oživení teorie kontinentálního driftu a pokusy o jeho rekonstrukci, teorie o rozšiřování oceánického dna a pohyblivých litosférických deskách, teorie o procesech probíhajících v zemském nitru, studie o změnách zemského poloměru v geologické minulosti, studie o možné souvislosti inverzí geomagnetického pole a náhlých změn ve vývoji organismů, studie o příčinách zalednění, změn klimatu a počasí. Paleomagnetickými metodami je možno nalézt odpověď i na řadu otázek regionálního a lokálního dosahu, např. vyšetřovat paleotektonické pohyby regionálního měřítka, rekonstruovat nezřetelné vrstevní plochy, ověřovat pravost výchozů, rozlišovat lávové příkrovy od ložních žil, odhadovat hloubku vzniku vyvřelin, stanovit opěrné stratigrafické horizonty a časově korelovat geologické formace (sedimentární souvrství, lávové proudy ap.), určovat neznámé stáří hornin a rud aj. Aeromagnetometrie je jednou ze základních metod nejen regionálního geofyzikálního výzkumu, ale též prvé etapy vyhledávání ložisek celé řady nerostných surovin. Pozemní magnetometru lze zpřesnit lokalizaci aeromagnetických anomálií a detailně vyšetřit jejich průběh a tím získat podklady pro spolehlivější interpretaci. Zejména významné je její použití při podrobném průzkumu areálů nadějných na výskyt ložisek železných rud, ale i polymetalických rud geneticky spjatých s pyrhotinem či magnetitem, rud a surovin vázaných na horniny o kontrastní magnetizaci vůči okolí (např. Ni-Cu rud, Cr rud, Mn rud, W a Mo rud) někdy též bauxitu, diamantonosných sopouchů, zlatonosných křemenných žil, rozsypových ložisek aj. Vzhledem k obvykle dostatečně zřetelným rozdílům v magnetických vlastnostech různých typů 9.8 Profilové křivky Z, z oblasti Ranského masívu, umožňující stanovit průběh kontaktu mezi gabry a ultrabazickými horninami (podle F. Marka in J. Gruntorád et al., 1985) 184 hornin přináší pozemní magnetometrie zpravidla velmi cenné informace při podrobném geologickém mapování v nejrozličnějších terénech a je proto běžně zařazována do komplexu mapovacích metod (obr. 9.8). Za zmínku též stojí možnosti pozemní magnetometrie při řešení negeologické problematiky: v současné době je základní geofyzikální metodou v archeologickém průzkumu, používá se jí k vyhledávání nevybuchlých leteckých bomb z 2. světové války, k obnovení ztracené lokalizace různých technických zařízeni (např. potrubí) ap. Geomagnetické pole také hraje významnou úlohu v Mogeofyzke, novém vědním oboru rozvíjejícím se v posledních letech. Prostřednictvím magnetosféry je do biosféry přenášena sluneční aktivita, projevující se mj. ve změnách počasí a působením na nervovou soustavu lidského organismu. 9.2_______Studium elektrického pole Země Globální přirozené elektrické pole Země má složitý a v čase proměnlivý charakter. Má část elektrostatickou a elektrodynamickou. Rozložení pole je podmíněno elektrickými vlastnostmi pevného zemského tělesa i jeho atmosférického obalu. Elektrostatické pole je stále měněno doplňováním novými náboji přinášenými z kosmického prostoru nebo vznikajícími ionizací atmosféry. Elektrodynamfcké pole je úzce spojeno s procesy v magnetosféře. Globální charakter mají i uměle vytvářená elektromagnetická pole radiovysflačů. V blízkosti zemského povrchu se hojně vyskytují lokální elektrická pole elektrochemického původu. Lokální charakter mají pole umělá, spojená s elektrifikovanou dopravou a s průmyslovou činností. 9.2.1 ZÁKLADNÍ POJMY ELEKTRICKÉHO POLE Teoretické základy elektrického pole jsou velmi složité. Obecně jsou definovány MaxweDovými rovnicemi, z nichž můžeme odvodit základní vztahy definující pole elektrostatické, pole stejnosměrné stacionární a pole elektromagnetické. Definice elektrostatického pole vychází z Coulombova zákona: FI2--L_ -If-rn, (9.15) kde F12 je síla, kterou náboj qt působí na náboj q2, umístěný ve vzdálenosti rn; r?2 je jednotkový vektor ve směru rn. Konstanta e = e0er je pennitivita prostředí, která charakterizuje vliv prostředí na výslednou sílu. e„ = 8,85 .10"12A2. kg-1. m~3. s~4 je pennitivita vakua (v tabulkách je udávána s rozměrem F . m-1), £rje relativní pennitivita, která je bezrozměrná a platí pro ni: er£l. Elektrostatické pole bodového zdroje (podobně jako gravitační) může být popsáno intenzitou pole K0 pro niž platí: K=—---------§- r„. (9.16) 4ne r Elektrostatické pole lze definovat i potenciálem Ue, pro který je: K, = - grád Ue. (9.17) Množina bodů Ue = konst. tvoří ekvbpotendámí plochu, vektor Ke je k ní kolmý a má směr maximálního poklesu potenciálu. Rozdíl potenciálů A Un = Uel - Ua mezi dvěma body pole nazýváme napětí. Jednotkou elektrického náboje je coulomb (C), jednotkou napětí je volt (V). 185 Tabulka 9.4 Měmý elektrický odpor hornin [fím] (upraveno podle E. I. Parchomenko, 1965) Horniny vlhké suché vyvřelé hlubinné: žula granodiorit diorit gabro peridotit výlevné: křemenný porfyr porfyrit čedič usazené mechanické: písek pískovec spraš, hlína jíl, jílovec jílovitá břidlice chemické: vápenec, dolomit kamenná sůl anhydrit přeměněné orto: ortorula amfibolit hadec para: krystalický křemenec mramor 3,0 . 105 — 2,0 . 10" 2,0 . 105 2,8 . 10" — 10= — 105 — 3,0 . 103 6,5 . 103 9,2 . 105 — 10 3,3 . 103 1,6 . 103 — 10 — 103 105 1,4 . 105 6,4 . 108 10"' — 10 — 10—10= — 6,4 . 10" 1,6 . 105 3,0 . 105 1,8 . 107 — 10'4 — 10 107 — 10'° — 6,8 . 10" 3,2 . 10" 103 — 10= — 103 — 10 — 105 — 1,4 . 10" 2,5 . 108 Náboje v elektrostatickém poli se mohou buďto přitahovat (mají opačné znaménko) nebo odpuzovat (mají stejné znaménko). Tomu odpovídá i průběh siločar pole, tečna k siločáře udává směr Ke. Z kladného náboje siločáry vycházejí, do záporného vstupují. Elektrostatické pole existuje tam, kde prostředí klade pohybu nábojů vysoký odpor. Takovým prostředím je vrstva atmosféry při zemském povrchu, jejíž měrný odpor (viz dále) je velmi vysoký. Např. A. P. Krajev (1965) udává hodnotu 5 . 1013 Q.m. Za relativně dobrý vodič můžeme považovat litosféru a hydrosféru. Odpory hornin vyskytujících se při zemském povrchu jsou patrný z tab. 9.4. Vidíme, že jsou až o 10 řádů nižší nežli odpor přízemní atmosféry. Odpor hydrosféry závisí na mineralizaci vody, např. odpor vody v oceánech dosahuje desítek Q. m. V zemském tělese proto dochází k elektrickému proudění, které může být popsáno buď jako pole stejnosměrné stacionární (při frekvenci 0 až prvé desítky Hz), nebo jako pole elektromagnetické (při vyšších frekvencích). Základním parametrem prostředí je měrný elektrický odpor, pro elektromagnetické pole o vysokých frekvencích přistupuje permitivita. Některé základní vztahy stejnosměrného stacionárního pole můžeme odvodit z Ohmová zákona: AU=RI, (9.18) kde A U je napětí na vodiči o odporu R, jímž prochází proud /. Vodič může mít tvar válce či hranolu o průřezu S a délce /, takže pro jeho odpor R platí R _ Ql S ' kde p je měrný elektrický odpor. (9.19) 186 9.9 Odvození potenciálu bodového zdroje Modifikovaný Ohmův zákon nám umožňuje zjistit rozloženi elektrického potenciálu v homogenním poloprostoru s měrným odporem g, na jehož povrchu je v bodě A zaváděn elektrický proud o intenzitě / (obr. 9.9). Opíšeme-li kolem bodu A polokoule o poloměru r a r + dr, pak pro odpor kladený proudu /mezi polokoulemi můžeme psát: R^-ßr, (9.20a) pro potenciální rozdíl platí: Jr7 . -iQdr dU=^r- <9-20b> Integrací výrazu (9.20b) dostaneme: U = -^- , (9.20c) 2nr což je vzorec pro potenciál U ve vzdálenosti r od bodového proudového zdroje A. Z porovnání výrazů (9.16) a (9.20b) vyplývá analogie mezi elektrostatickým a stejnosměrným stacionárním polem. Elektrický potenciál U je skalární veličina, proto můžeme účinky bodových zdrojů sčítat, eventuálně zjišťovat potenciální rozdíl A U mezi dvěma body. V geoelektrických odporových metodách proud / do země nejčastěji zavádíme dvěma proudovými elektrodami A a B, potenciální rozdíl A {/měříme potenčními elektrodami M a N (obr. 9.10). Při měření v terénu, kdy prostor pod zemským povrchem pokládáme za nekonečný poloprostor, je mezi elektrodami AB zapojen zdroj proudu (baterie, generátor) a měřidlo proudu /, mezi elektrodami MN měřidlo potenciálního rozdílu A U. Teoretickou hodnotu potenciálního rozdílu A U mezi elektrodami MN získáme tak, že s ohledem na znaménko vypočteme v bodě M účinek elektrod A a B, totéž v bodě N a získané hodnoty odečteme: AU = [0& - U&] - [Iti - Un) = = WJ__J__J_ + J_1 . (9.21) 2 ji l rAM tbm rAN ?bn J 187 9.10 Zapojeni proudových a potenčních elektrod v odporové metodě Při geoelektrickém odporovém měřeni zjišťujeme měrný elektrický odpor hornin, který ze vztahu (9.21) můžeme vyjádřit: Q = k-^-, (9.22) kde k je tzv. konstanta uspořádání k- n __l2."_l,_li <923) L Tam ?bm Tan ?bn -• Ve vzorci (9.22) vyjadřujeme q v Q . m, potenciální rozdíl A U\ mV, proud /v mA a konstantu uspořádání k v m. V homogenním poloprostoru se odpor vypočtený podle (9.22) rovná skutečnému měrnému odporu. Při geoelektrickém odporovém měření v terénu se s homogenním prostředím prakticky nesetkáváme. Vypočtený měrný odpor je ovlivněn rozdíly v odporech geologických objektů, jejich tvarem, uspořádáním elektrod, morfologií terénu a dalšími faktory. Proto hovoříme o zdáattVém měrném odpora a značíme jej gz. Geoelektrická odporová metoda, jejíž princip byl vyložen v předchozím odstavci, patří k základním metodám průzkumné geofyziky. Byly však realizovány terénní výzkumy (A. P. Krajev, 1965), kdy při rozestupech elektrod 50 až 75 km byly získány údaje o odporových poměrech v zemské kůře. V současné době je hlubší stavba zemského tělesa zkoumáma elektromagnetickými metodami, využívajícími umělá a přirozená elektromagnetická pole. Umělá elektromagnetická pole jsou nejčastěji harmonická, sledované veličiny se mění podle vztahů: H(t)= H0cm(wt- q>„), E(t) = E0cos(W>y. (9.26) Z rovnice (9.26) snadno určíme zdánlivý měrný odpor gT nehomogenního poloprostoru (Cagniardův — Tichonovův vztah): Qt=—^—\Z\2. (9.27) 0)fl Magnetotelurickou metodou byla ve svrchním plášti vysledována souvislá zóna snížených odporů, shodná se zónou snížených rychlostí (astenosférou) zjištěnou seismologicky. Pokles odporu prostředí lze vysvětlit zvýšením teploty a částečným natavením. 9.2.2 VNĚJŠÍ ELEKTRICKÉ POLE ZEMĚ Atmosféra můžeme z hlediska elektrických vlastností rozdělit na dvě odlišné části. Část při povrchu Země má vysoký elektrický odpor, proto procesy v ní probíhající se řídí zákony elektrostatiky. Svrchní část atmosféry, zvaná ionosféra, obsahuje vrstvy se zvýšenou vodivostí, což umožňuje existenci elektrodynamických jevů. Povrch Země má ve srovnání s přízemní vrstvou atmosféry vysokou vodivost (vyšší o 10 řádů), proto se vůči atmosféře projevuje jako ekvipotenciální plocha. Ekvipotenciální plochy v nižších vrstvách atmosféry zprvu kopírují reliéf, s rostoucí vzdáleností se deformace zmenšují a postupně mizí. Intenzita elektrického pole Země se při povrchu pohybuje kolem 130 V. m"1, její vektor Ke je orientován směrem k povrchu Země, náboj Země je záporný, potenciál roste s rostoucí výškou. Velikost náboje Země můžeme vypočítat podle vzorce qz = AneorzK ', (9.28) po dosazení všech veličin dostaneme hodnotu qz = 5,88 .10s C. Pro potenciál Země obdržíme zápornou hodnotu: Uel-------¥■---- = -8,28.10" V . (9.29) 4jre0rz 189 Atmosféra je nabita kladně. Prostor mezi zemským povrchem a vodivou ionosférou můžeme chápat jako kulový kondenzátor, pro jehož kapacitu dostaneme (umístíme-li ionosféru do výšky h = 100 km): Cz = 4ne0 rz^z+h^ = 0,05 F . (9.30) h Vysoký odpor nižších vrstev atmosféry může být zmenšen místními podmínkami, např. ionizaci vzduchu způsobenou radioaktivními horninami, obohacením atmosféry o ionty přič lázející ze zemského nitra po tektonických zónách, antropogenními vlivy na atmosféru atp. Ľochází ke stálému pohybu nábojů z atmosféry směrem k Zemi, hustota tohoto proudu dosahuje až 10~12A . m~2. Po čase by mělo dojít k vyrovnání potenciálu Země a atmosféry. Tomu však brání bouřková činnost soustředěná zejména v okolí rovníku. V bouřkových oblacích dochází k sekundární tvorbě nábojů (elektrizace oblačných elementů, rozdělení kladných a záporných nábojů). Tím vzniká jednak v samotném oblaku a jednak mezi oblakem a Zemí velký potenciální rozdíl s gradientem dosahujícím desítky kV . m"1. Při blesku jsou záporné náboje odváděny na Zemi, kladné náboje odcházejí z oblak do svrchních vrstev atmosféry. Blesk je příkladem tzv. jiskrového výboje, který nastává při potenciál íím rozdílu řádově 109 V mezi oblaky nebo mezi oblakem a Zemí. Za dobu trvání 10-3 s je přenášena energie až několik MWh, přitom přenesený náboj má velikost desítky coulombů. V rozsahu celého zemského povrchu jsou předpokládány stovky až tisíce výbojů za sekundu, celkevý proud je odhadován na 1500 A. K velkému úbytku kladného náboje Země (tedy k obnovování celkového záporného náboje) dochází v důsledku tzv. tichých výbojů (Eliášův oheň na částech vodiče s velkým zakřivením povrchu — na hrotech věží, stožárech lodí atp.). Svrchní vrstvy atmosféry Země mají velmi malou hustotu a jsou vystaveny intenzivnímu působení slunečního a kosmického záření a vlivu částic aurorální a uchvácené radiace. Díky tomu dochází k ionizaci původně neutrálních atomů a molekul plynu ve svrchní atmosféře. Bylo zjištěno, že ionizace je ze 66 % výsledkem ultrafialového, rentgenového a gama záření, zbytek připadá na korpuskulárni záření. Ionosféra je nejčastěji vymezována v rozmezí 50 až 400 km nad zemským povrchem, je dělena na vrstvu D (50 až 90 km), E (Heavisdeova vrstva ve výšce 110 km) a F (175 až 400 km). Charakter ionosféry, tj. proměnlivost jejích elektrických vlastností, můžeme nejlépe sledovat podle chování jejích jednotlivých částí vůči elektromagnetickému poli radiovysílačů. Vrstva D existuje pouze při denním světle, odráží radiové vlny o extrémně nízkých (ELF), velmi nízkých (VLF) a nízkých (LF) frekvencích, absorbuje vlny o středních (MF) a částečně o vysokých (HF) frekvencích. Vrstva E existuje nepřetržitě, při denním světle odráží zpět na Zemi vlny HF, během noci vlny MF. Nejvyšší vrstva F odráží radiovlny až po frekvenci 50 MHz. Při denním světle se dělí na dvě vrstvy, spodní Fj (175 až 250 km) a svrchní F2 (250 až 400 km). Vrstva F2 existuje i v noci a je hlavním reflektorem vln HF během noci. Z chovám jednotlivých vrstev ionosféry vyplývá, že její vodivost roste směrem od zemského povrchu, což je v souladu s její klesající hustotou a s růstem počtu nábojů na jednotku objemu. Ve vrstvě D je předpokládáno 103 až 104 nábojů v cm3, ve vrstvě E - 2 . 105, Ft - 4 .105, F2 - (1 až 5) . 106. Nad vrstvou F koncentrace nábojů výrazně klesá, ve výškách 5000 až 7000 km dosahuje 103. cm"3. Nejvýznamnějším elektrodynamickým jevem v ionosféře je systém elektrických proudů, který se koreluje s denními variacemi magnetického pole Země. Tento systém je fixován vzhledem ke Slunci a zjednodušeně zahrnuje dva hlavní okruhy (na severní a na jižní polokouli). Schematicky je znázorněn na obr. 9.11 (proudy tekou ve směru šipek, jejich intenzita je udána v tisících ampér). 190 2 4 6 8 10 12 11 16 18 20 22 24 [h] 9.11 Systém elektrických proudů v ionosféře (B. M. Janovskú, 1964) půlnoc 00 03 09 cas—► poledne 12 19 půlnoc 18 90* 135° 180* 135* 90* 45* 21 »M 45* «0* 9.12 Světový systém telurických proudů (podle O. Gishe in J. Mašín, R. Válek, 1963) 191 9t -*- aU1 r**!»». + + + ^n^: ... • • J^+ > + + + + +"***>»»^ • y •^^V""^ + + ^2+ + + + + + + + + + + + + + + + *• + + + ♦ + + + + +•+• + + + + + + ■»-■»• + 4 + + + + + + + + *a » Si Jh. .(,**!* ht Ali, / / b) / 1/ *1______________j^_____ Q h. «< |z. Hl tr-^Uf 9.13 a) Princip metody telurických proudů, b) princip metody magnetoteluncké 192 9.2.3 VNITŘNÍ ELEKTRICKÉ POLE ZEMĚ Zemské těleso je z hlediska elektrických vlastností heterogenní. Nízký elektrický odpor je předpokládán v zemském jádru, byl zjištěn v astenosféře a v některých částech zemské kůry. Odporové poměry ovlivňují globální i detailní šíření elektrických proudů, at přirozených či umělých. Z přirozených elektrických proudů mají globální charakter proudy telurické, v zemském tělese jsou indukovány elektrickými proudy probíhajícími ve svrchních částech ionosféry. Podobně jako proudy v ionosféře jsou fixovány vzhledem ke Slunci, vykazují stejný charakter variací jako pole magnetické. Jejich průběh je schematicky znázorněn na obr. 9.12. Telurické proudy mají složitou frekvenční charakteristiku, frekvence se mění od zlomků Hz až po zvukovou i vyšší. Tato široká škála frekvencí umožňuje využití telurických proudů k řešení velice rozmanitých geologických problémů. Nejprve našly telurické proudy uplatnění při vyhledávám ložisek ropy, nalézajících se v sedimentární výplni pánví. Teiurkkou metodou je totiž možné sledovat mocnost vodivých sedimentů nalézajících se nad nevodivým krystalinikem. Princip telurické metody je patrný z obr. 9.13a. V současné době ustupuje telurická metoda do pozadí, ke studiu vnitřní stavby Země je v širokém měřítku využívána magnetotelurická metoda — MT [vzorce (9.26) a (9.27)]. Princip metody je znázorněn na obr. 9.13b. Interpretací naměřených hodnot .získáme údaje o odporech a mocnostech geologických vrstev. Při studiu svrchního pláště, tj. při sledování průběhu astenosféry, má analyzované magnetotelurické pole frekvenci zlomků Hz, při měření pro účely ropné prospekce je využívaná frekvence podstatně vyšší. Zvukové frekvence magnetotelurického pole (hlavním zdrojem jsou jiskrové výboje v rovníkových oblastech) jsou využívány v metodě AFMAG, vhodné ke sledování vodivých zón při zemském povrchu. Na analogickém principu spočívá metoda VDV, využívající pole radiostanic o velmi nízké frekvenci (VLF). Pomocí indukčních cívek a sklonomeru (obr. 9.14) je měřeno elektromagnetické pole, deformované vyhledávaným vodičem. Početná lokální přirozená elektrická pole vznikají nad vodiči prvého řádu (sulfidická rudní tělesa, grafitizované břidlice), uloženými v horninách, jejichž póry jsou zaplněny elektrolytem s proměnnými vlastnostmi (při povrchu oxidační, v hloubce redukční). Tato pole jsou elektrochemického původu (přirozený galvanický článek), jsou využívána v metodě spontánní polarizace (SP). Anomálie SP jsou záporné, dosahují hodnot až 1500 mV, jejich směrná délka se mění od prvých stovek metrů po desítky kilometrů. Příklad mapování grafitizovaných hornin metodou SP je na obr. 9.15. 9.14 Měření metodou VDV 193 9.15 Mapování vodivých grafitizovaných břidlic metodou spontánní polarizace Při zemském povrchu existuje velké množství umělých lokálních elektrických polí. Větší část z nich jsou tzv. bludné proudy, související s elektrifikovanou dopravou a s průmyslovou činností. Různé typy lokálních umělých polí jsou generovány pro velmi rozmanité a početné metody geoelektrického průzkumu. Princip jedné z nich, metody odporové, byl naznačen v kapitole 9.2.1. 9.2.4 GEOELEKTRICKÉ METODY V GEOLOGII Při studiu hlubinné stavby zemského tělesa nalézá uplatnění MT metoda. Vzhledem k velkému hloubkovému dosahu tato metoda umožňuje vymezení zón s vysokou vodivostí ve svrchním plášti, které se korelují se zónami se zvýšenou teplotou. MT metoda, v kombinaci s hlubinnou seismickou sondáží, se také uplatňuje při studiu zemské kůry a hlubinné stavby pásemných pohoří alpsko-himálajského typu. Geoelektrické metody poskytují cenné informace při geologickém mapování různých měřítek. V sedimentárních oblastech lze odporovými a MT metodami členit sedimentární souvrství podle odporu a sledovat reliéf krystalinika pod sedimenty. V terénech se strmě upadajícími geologickými vrstvami můžeme odporovými a elektromagnetickými metodami mapovat kontakty hornin s odlišným měrným odporem a sledovat tektonické Unie. Při vyhledávání ložisek ropy a plynu jsou metodami odporovou a MT lokalizovány antiklinální struktury, v nichž dochází k akumulaci ropy a plynu. Velké uplatnění nalézají geoelektrické metody v rudní prospekci. Mnohé rudní minerály, zejména sulfidy, mají vysokou vodivost a polarizovatelnost, takže mohou být zdrojem anomálií vodivosti a spontánní polarizace. 194