Popis problému

Úvod

Řada lidských činností vyžaduje ke svému průběhu detailní znalost geologického prostředí. Nejběžnějším typem takové činnosti jsou stavební práce, zejména stavby většího rozsahu a stavby při jejichž případné poruše či kolapsu by došlo k ohrožení na životech či značným materiálním škodám. Namátkou můžeme jmenovat dopravní infrastrukturu, produktovody, zásobníky plynu, přehradní hráze, jaderné elektrárny, atd. Nebezpečí vyplývající ze špatně založené přehradní hráze či náhlého kolapsu železničního tunelu není třeba dále rozvádět.

Zvláště v geologicky pestrých oblastech je detailní zobrazení situace pod povrchem naprosto klíčové k úspěšnému dokončení projektu. Jako příklad může sloužit stavba dálnice D8 přes geologicky pestré prostředí tercierních vulkánů Českého středohoří. Rychlé střídání měkkých a rychle zvětrávajících vulkanoklastických materiálů a pevných láv může být pro stavební práce (ražba tunelů, hloubení zářezů, zakládání mostů) oříškem, zvláště pokud není geologie území známa dostatečně přesně.

Povrchové výstupy jednotlivých horninových typů lze vymapovat poměrně snadno detailním geologickým průzkumem – mapováním, ale pokračování mapovaných struktur do hloubky lze pouze odhadovat nebo velmi pracně a draze zjišťovat pomocí husté sítě vrtů. Protože však mají tyto horniny velmi odlišné fyzikální vlastnosti (což je také důvod, proč se v nich tak obtížně a draze staví) mělo by být možné odlišit je právě podle jejich fyzikálních vlastností. A to je přesně věc, na které je založena geofyzika.

Geofyzika je geologická disciplína, která se snaží stanovit strukturu Země na základě změn fyzikálních vlastností hornin. Fyzikální vlastnosti (jako např. hustota, magnetizace, měrný odpor či třeba rychlost šíření seismických vln) je možné chápat jako další vlastnost hornin, podobně jako třeba barvu, texturu, nebo minerální či chemické složení. Měřením fyzikálních vlastností na povrchu je možné stanovit jejich průběh a změny z hloubkou a geofyzika je tak jedinou geologickou disciplínou, která skutečně „vidí“ do nitra Země, podobně, jako kdyby Země byla průhledná. Principiální nevýhodou je, že geofyzika „vidí“ změny fyzikálních vlastností, nikoliv např. změny litologie, a změny fyzikálních vlastností je nutno „přeložit“ do „geologického“ slovníku – změřená data interpretovat. Interpretace geofyzikálních dat není nikdy jednoznačná, protože rozsahy hodnot fyzikálních parametrů pro jednotlivé horniny se vzájemně překrývají (viz Tab. 1), stejně, jako se nedá určit typ horniny např. pouze podle její barvy. Nicméně současnou interpretací několika fyzikálních parametrů zároveň lze míru nejistoty snížit na přijatelnou úroveň (více viz např. Musset a Khan 2000 či Telford a kol. 1991). Protože všechna měření fyzikálních parametrů se provádějí z povrchu, jsou geofyzikální metody principiálně nedestruktivní a zároveň rychlá a levná (ve srovnání s dalšími typy geologických prací).

Definice problému

  • Problém: získání detailního obrazu geologické stavby tercierních vulkanitů.

  • Postup: analýza problému, návrh použitých metod, měření a interpretace dat.

V následujícím textu bude ukázáno, jak je za pomoci geofyzikálních metod možné v poměrně krátkém času a za malých finančních nákladů získat detailní obraz zmíněné, silně heterogenní, geologické stavby. Jako příklad poslouží průzkum pro zjištění vnitřní stavby tercierního vulkánu Zebín nedaleko Jičína. Ukázané postupy je možno univerzálně aplikovat na další práce v podobných geologických podmínkách.

Tab. 1: Přehled některých fyzikálních vlastností vybraných horninových typů (Milsom a Eriksen, 2011).

Mezioborové aspekty

Geofyzikální průzkum je velmi často využíván jako metoda řešící problémy řady geologických i negeologických oborů. Pro úspěch prací je naprosto klíčová úzká součinnost odborníků zabývajících se dílčími aspekty. Uvedená studie předpokládá spolupráci expertů z několika odlišných oborů. Pro ilustraci jsou zde popsány konkrétní aspekty mezioborové spolupráce během vzniku této studie.

Před započetím prací je potřeba vytvořit alespoň hrubou představu o geologické situaci zájmového území. V tomto případě vznikla tato představa na základě terénních prací a zkušeností geologa a vulkanologa, kteří stanoví prvotní hypotézu o vnitřní struktuře vulkánu. Např. na základě předpokládané geologické a geomorfologické situace v době erupce je možno odhadnout typ erupce, zda byla explozivní, či se spíše jednalo o klidné výlevy, možné typy láv a eventuelních pyroklastik, atd.

Geofyzik následně odhadne fyzikální vlastnosti předpokládaných hornin a vybere fyzikální parametry, které je možné využít pro jejich vymapování. Naplánuje měřickou síť, provede sběr dat, jejich zpracování a prvotní interpretaci.

Následně je opět přizván geolog a vulkanolog a v úzké spolupráci s geofyzikem provedou finální interpretaci a vytvoří výsledný komplexní geologický model. Ten obsahuje nejen detailní informace o rozsahu jednotlivých horninových typů, ale uvádí i míru zvětrání jednotlivých hornin, vyznačuje tektonicky porušené oblasti či např. hloubku skalního podloží vhodného pro zakládání staveb. Tento komplexní model pak může sloužit jako výchozí podklad pro další obory, které potřebují znát geologickou situaci jako vstupní parametr. V případě v úvodu zmíněné stavby dálnice je to projektant, který z těchto údajů může stanovit stabilní sklony svahů (a předejít tak zbytečným sesuvům), místa, kterým je lépe se vyhnout (stará tělesa sesuvů, málo únosná podloží, …), stanovit hloubku založení pilířů mostů, opěrných zdí apod.

Praktický příklad

Geologická situace

Tercierní sopka Zebín (399 m n.m.) je dnes malou homolí tyčící se sto metrů nad okolní krajinu, zhruba dva kilometry SV od centra Jičína (Obr. 1, 2, 3). Vulkán je součástí jičínské neovulkanické oblasti (vnitrodeskový alkalický vulkanismus pocházející ze svrchního pláště). Podle K-Ar datování došlo k vulkanické aktivitě před cca 17,51 miliony let (Rapprich et al. 2007). K erupci došlo v bažinaté krajině tvořené jílovitými mořskými sedimenty svrchní křídy. Bouřlivé interakce rozžhaveného vulkanického materiálu s vodou vedly k fragmentaci vulkanického materiálu a k tvorbě tufového kužele (surtseyský typ erupce).

Obr. 1: Schematická mapa českého masivu s umístěním sopky Zebín. Vložený obrázek ukazuje pozici českého masivu v rámci evropských variscid. (Raprich et al. 2017)

Obr. 2: Pohled na Zebín od jihovýchodu. (Rapprich et al. 2017).

Obr. 3: Pohled na Zebín od západu. (Foto V. Rapprich)

Vlastní vulkán tvoří sopečný pyroklastický kužel (vulkanický popel, lapilli, vulkanické pumy, …), který je na řadě míst prorážen žilami bazaltu a prokládán lávovými výlevy. Vulkanický kužel tak tvoří silně nehomogenní celek s ostrými nepravidelnými přechody mezi velmi pevnými a velmi měkkými horninami. Stěny opuštěného lomu z dob Albrechta z Valdštejna tuto nehomogenní strukturu dobře dokumentuje (Obr. 4). Takto heterogenní vnitřní struktura sopečného kužele není žádnou výjimkou a je typickou ukázkou horninového složení všech vulkanických oblastí.

Obr. 4: Pohled na stěnu starého lomu ukazuje velmi heterogenní vnitřní strukturu sopečného kužele (Rapprich et al. 2017).

Fyzikální parametry hornin

Pro úspěšné použití geofyzikálních metod je nutný dostatečný kontrast zkoumaných fyzikálních parametrů zájmových struktur a okolní horniny. V tomto případě je cílem odlišit od sebe pevné, kompaktní bazické lávy a měkké, zvětralé pyroklastické horniny a podložní křídové jílovce a slínovce. V tomto případě se nabízí hned několik fyzikálních parametrů, podle kterých je možno horninové typy od sebe rozlišit.

Prvním fyzikálním parametrem je magnetizace hornin. Bazické lávy mají obecně výrazně vyšší magnetickou susceptibilitu (míru magnetizace, Tab. 1)) než pyroklastika či sedimentární horniny. Je to dáno vysokým podílem magnetických minerálů železa (magnetit, pyrhotin, ilmenit,...) v bazických vyvřelinách. Magnetizace bazaltů výrazně ovlivňuje geomagnetické pole Země v blízkosti jejich výskytu, takže měřením odchylek geomagnetického pole od jeho normální hodnoty je možno tyto horniny velmi snadno sledovat.

Dalším využitelným fyzikálním parametrem je elektrický odpor hornin. Zvláště tzv. měrný odpor, tedy odpor přepočtený na velikost vzorku a charakterizující tak konkrétní materiál. Protože pyroklastické horniny jsou složeny z velmi jemných horninových zrn a jsou poměrně dobře propustné, působením povrchových vod poměrně rychle zvětrávají. Proces zvětrávání znamená, mimo jiné, přeměnu původních horninotvorných minerálů na minerály jílové. Tyto velmi snadno vážou na svůj povrch vodu a stávají se tak vodivými. Rozdíl hodnot měrných odporů jílů a běžných horninotvorných minerálů (Tab. 1) může být i několik řádů, takže jejich odlišení bývá snadné.

Posledním fyzikálním parametrem, který je v této studii použit je rychlost šíření tzv. P-vln (kompresních elastických vln). Kompaktní bazické lávy mají několikanásobně vyšší rychlost šíření seismických vln než měkká a zvětralá pyroklastika. Stejně tak útlum seismických vln je mnohem menší v lávách než pyroklastikách.

Alternativně by bylo možné také použít měření změn gravitačního zrychlení a z něj odvozovat změny hustot hornin, kdy bazické lávy mají vyšší hustotu než většina ostatních hornin (Tab. 1). V některých případech je rovněž možné pro odlišení bazických hornin použít měření přirozené radioaktivity, kdy bazické horniny mají nižší radioaktivitu než např. horniny kyselé kvůli odlišné koncentraci K, U, Th.

Geofyzikální metody

Magnetometrie

Magnetometrie je velmi rychlá metoda měření a je proto vhodná již v samých počátcích průzkumu pro orientační rozčlenění lokality a cílené použití časově náročnějších metod. V tomto případě bylo měřeno protonovým magnetometrem s přesností 1 nT. Protože očekávaný Žíly bazických vyvřelin podobného rozsahu, jaký se dal předpokládat, vyvolávají anomálie geomagnetického pole v řádu stovek a tisíc nT, přesnost měření je tedy více než dostačující. Intenzita geomagnetického pole byla měřena na bodech volně rozmístěných na přístupných částech vulkánu (Obr. 5). Zpracování magnetometrických dat je poměrně

Obr. 5: Topografická mapa Zebína s vyznačením geofyzikálních měření.

jednoduché, data jsou opravena na časové změny magnetického pole (variace) získané opakovaným měřením na kontrolním bodě a následně jsou vykreslena ve formě mapy intenzit geomagnetického pole (Obr. 6). Pro danou lokalitu a období měření odpovídá hodnota normálního pole cca 49000 nT. Hodnoty výrazně vyšší (lokálně převyšující až 60000 nT) indikují místa, kde kompaktní bazická láva vystupuje k povrchu, tedy místa přívodních vulkanických drah. Na tato místa byl dále cílen podrobný průzkum

Obr. 6: Izolinie velikosti geomagnetického pole. Velikost normálního pole na lokalitě v čase měření odpovídá velikosti cca 49000 nT.

Doba trvání tohoto měření byla zhruba jedno odpoledne a pro provedení prací stačí jeden pracovník. Jako rekognoskační metoda je tak magnetometrie velmi vhodná.

Geoelektrické měření

Z celé řady geoelektrických metod byla použita tzv. multielektrodová odporová metoda (zvaná též odporová tomografie, v anglicky psané literatuře Electrical Resistivity Tomography, ERT). Tato metoda využívá faktu, že hloubka průniku elektrického proudu do horninového prostředí narůstá s narůstající vzdáleností proudových elektrod. Pokud je tedy provedena celá řada odporových měření u kterých postupně narůstá vzdálenost proudových elektrod, získaná informace bude odpovídat různým hloubkovým úrovním. Posouváním celého uspořádání podél profilu je možno posouvat měřené body podél profilu. Výsledkem je mapa změn měrného odporu v různých hloubkách podél profilu. Hloubku průniku elektrického proudu kromě vzdálenosti proudových elektrod ovlivňuje i celková konfigurace elektrod (různé kombinace proudových a potenčních elektrod). Praktické měření se realizuje tak, že podél profilu se rozmístí velké množství elektrod (vyšší desítky či první stovky elektrod), které se propojí vícežilovými kabely. Řídící jednotka zapojuje jednotlivé elektrody střídavě jako proudové a potenční dle předem definovaného schématu.

Nejčastější způsob měření je rozmístění elektrod podél přímého profilu a 2D inverze (přepočet) změřených zdánlivých měrných odporů na „skutečné“ měrné odpory a jejich správné pozice podél profilu. Je však možné počítat inverzi i ve třech rozměrech (3D). Pro 3D zpracování je možno použít několik paralelních či vzájemně kolmých přímých profilů, nebo přímo uspořádání elektrod v ploše. Alternativně (jako v tomto případě) je možno použít i zakřivených profilů. Zakřivené profily jsou nejčastěji vynuceny omezenou průchodností terénem (hustá vegetace, sklaní srázy, soukromé nepřístupné pozemky, apod.). Průběh proměřených profilů je zakreslen na Obr. 5, vzdálenost jednotlivých elektrod podél profilu byla pět metrů. Přímé části profilů byly invertovány ve 2D (Obr. 7), všechna změřená data pak pomocí 3D inverze (Obr. 8).

Mělká refrakční seismika

Jako mělká refrakční seismika se označuje několik variací měření rychlostí seismických vln do hloubek několika desítek metrů. Pro měření rychlostí se využívá čelných či refragovaných vln. Seismické vlny se v mělké seismice nejčastěji generují úderem těžkého kladiva do speciální podložky položené na povrchu Země. Z celého spektra informací neseného seismickou vlnou se v refrakční seismice používá nejčastěji pouze tzv. první nasazení (čas prvního příchodu seismické vlny ke snímači). Stejně jako u multielektrodové odporové metody se používá velké množství snímačů (geofonů) rozmístěných v pravidelných intervalech podél profilů. Profily mohou být rovněž přímé či zakřivené. Rozmístění seismických profilů ukazuje Obr. 5. Počet míst úderů kladiva – zdrojů – bývá srovnatelný nebo mírně nižší než počet snímačů.

Odečtené časy příchodů od jednotlivých zdrojů seřazené dle vzdálenosti senzorů (hodochrony) ukazují změny seismických rychlostí podél profilu a slouží jako vstup pro výpočet rychlostního modelu (rozložení rychlostí šíření seismických v různých hloubkách podél profilu). Na rozdíl od multielektrodové odporové metody se v refrakční seismice využívají dva základní typy interpretačních modelů – vrstevnatý model a gradientový model.

Vrstevnatý model předpokládá model prostředí složený z několika vrstev s více či méně homogenními seismickými rychlostmi. Změny rychlostí šíření seismických vln na rozhraních vrstev jsou skokové a mohou být i poměrně vysoké. Tento typ prostředí vychází z modelu sedimentární pánve, kde na sobě mohou ležet litologicky velmi pestré vrstvy. Litologie na vrstevních rozhraních se tak skokově mění ale uvnitř vrstvy je velmi podobná i na velké vzdálenosti. Velmi často používanou zpracovatelskou metodou pro interpretaci vrstevnatým modelem je metoda t0.

Druhým typem modelu prostředí je tzv. gradientové prostředí. V tomto typu prostředí se velikosti seismických rychlostí mění jen pozvolna („hladký model“) nicméně mohou se měnit libovolně ve všech směrech. Tento model tedy postrádá ostrá rozhraní. Geologický předobraz tohoto modelu může tvořit např. zvětralý povrch krystalinika. Intenzita zvětrání postupně klesá s hloubkou, pokles intenzity zvětrání je však pozvolný a chybí zde ostré litologické přechody. Model gradientového prostředí je základním modelem pro seismickou tomografii.

Dříve se kvůli výpočetní nenáročnosti preferoval model vrstevnatého prostředí, dnes převládá spíše zpracování dat pomocí seismické tomografie a gradientového modelu. Je to kvůli univerzálnosti gradientového modelu a zjednodušení celého zpracovatelského procesu.

Zpracování dat v tomto případě sestávalo z odečtů časů příchodu seismických vln (prvních nasazení) a otestování konzistence získané datové sady. Dále následoval výpočet vrstevnatého modelu metodou t0, který sloužil jako výchozí model pro seismickou tomografii. Gradientový rychlostní model (Obr. 9) pak sloužil jako výchozí pro model pro geologickou interpretaci.

Geologická interpretace

Geologická interpretace několika různých geofyzikálních metod se provádí v několik krocích. Nejprve je pro každou metodu určena prvotní, startovací, interpretace a tyto se pak porovnávají mezi sebou. Jejich výsledný průnik je pak interpretací finální.

V tomto případě šlo především o vymapování lávových proudů a přívodních drah, které tvoří výrazné nehomogenity (velmi tvrdá hornina uvnitř poměrně měkkých a snadno těžitelných). Magnetometrie mapuje bazické horniny jako oblasti se zvýšenou magnetizací (kvůli přítomnosti magnetických minerálů). Odporová tomografie jako oblasti zvýšených měrných odporů (nízká koncentrace vodivých jílových minerálů – produktů zvětrávání). Seismika vidí kompaktní lávy jako oblasti zvýšených seismických rychlostí (rychlosti šíření seismických vln prudce klesají se vzrůstající intenzitou zvětrání).

Společná interpretace všech použitých metod ukazuje několik přívodních drah bazické lávy (Obr. 7 a 9). 3D zpracování odporové tomografie (Obr. 8) znázorňuje generelní průběh bazaltů uvnitř celého vulkánu.

Obr. 7: Multielektrodová odporová metoda – 2D inverze přímých částí profilů. Čárkovaně jsou znázorněny interpretované přívodní dráhy magmatu.

Obr. 8: 3D inverze všech změřených geoelektrických dat. Bílé body označují pozice jednotlivých elektrod.

Obr. 9: Rychlostní model seismické tomografie ukazuje rozhraní mezi kompaktními lávami (vysoké rychlosti šíření seismických vln) a tufy a zvětralinami. Bílou čárou je znázorněno vrstevní rozhraní vypočtené metodou t0 a černé čárkované čáry ukazují interpretované přívodní dráhy bazaltových láv.

Závěr

Uvedená studie ukazuje, jak geofyzikální metody mohou celkem snadno, rychle (několik dní terénních prací a následné zpracování dat v kanceláři) a tedy i levně poskytnout detailní informace o geologické stavbě velmi nehomogenního prostředí. Nastíněný postup a uvedené výsledky celkem jednoznačně ukazují, že v případě jakýchkoli stavebních a dalších prací v geologicky problematických lokalitách je vždy výhodnější ještě před vypracováním projektu a započetím vlastní stavby důkladně zmapovat geologickou situaci lokality než následně draze sanovat nevydařené stavební zásahy.

Podklady/Multimédia

Přílohy

  1. Tabulka fyzikálních vlastností (přiložený soubor).

  2. Schematická mapa českého masivu s umístěním sopky Zebín. (přiložený soubor).

  3. Pohled na Zebín od jihovýchodu. (přiložený soubor)

  4. Pohled na Zebín od západu. (přiložený soubor)

  5. Fotografie stěny lomu zaříznutého do vulkanického kužele Zebína. (přiložený soubor)

  6. Topografická mapa Zebína s vyznačením geofyzikálních měření. (přiložený soubor)

  7. Izolinie geomagnetického pole. (přiložený soubor)

  8. Multielektrodová odporová metoda – 2D inverze. (přiložený soubor)

  9. Multielektrodová odporová metoda – 3D inverze. (přiložený soubor)

  10. Rychlostní model seismické tomografie. (přiložený soubor)

Reference

Milsom J. and Eriksen A., 2011. Field Geophysics. John Wiley & Sons, Chichester, UK.

Musset, A. E. and Khan, M. A. (2000): Looking into the Earth: An Introduction to Geological Geophysics, Cambridge University Press.

Rapprich V, Cajz V, Košťák M, Pécskay Z, Řídkošil T, Raška P, Radoň M (2007) Reconstruction of eroded monogenic Strombolian cones of Miocene age: a case study on character of volcanic activity of the Jičín Volcanic Field (NE Bohemia) and subsequent erosional rates estimation. J Geosci 52: 169–180

Rapprich V., Shields S., Halodová P., Lindline J., van Wyk de Vries B., Petronis M. S., Valenta J. (2017). Fingerprints of magma mingling processes within the Miocene Zebín tuff cone feeding system (Jičín Volcanic Field, Czech Republic). Journal of Geosciences, 62, 215–229. doi: 10.3190/jgeosci.245

Telford William M., Geldard L. P., Sheriff Robert E., 1991: Applied Geophysics. Cambridge University Press, Cambridge