ZESTAW 10

zwrot ruchu uskokowego względem struktury ogólnej
(a) uskok antytetyczny -

przeciwdziała następstwom strukturalnym nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego

(b) uskok homotetyczny/syntetyczny

– wzmacnia następstwa strukturalne nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego

Powstawanie spękań pierzastych
spękania pierzaste są cechami spękań (pionowych) otwierających się przy najmniejszym naprężeniu głównym (σ3) działającym
poziomo (

σx) i prostopadle do płaszczyzny spękania.

W przyp

adku znaków pierzastych drugie z głównych naprężeń poziomych jest większe od pionowego (σy = σ1 > σ2), w

przeciwieństwie do znaków koncentrycznych W których są zbliżone (σy ≈ σz = σ1/2)

Klasyfikacja ukoków
(1) K

ąt upadu powierzchni uskokowej (α)

pionowe

α = 900

strome 450 <

α < 900

połogie 00 < α < 450
poziome

α = 00

Uskoki listryczne [listric faults] - wykazuj

ące krzywiznę; o systematycznie

zmieniaj

ącym się kącie upadu wzdłuż przekroju poprzecznego powierzchni

uskokowej
* szuflowe - o upadzie malej

ącym wgłąb

* nawieszone - o upadzie stromiej

ącym wgłąb

(2) kierunek ruchu uskokowego wzgl

ędem orientacji powierzchni uskokowej

(a) zrzutowe [dip-slip faults] -

ruch równoległy do linii upadu powierzchni

uskokowej
* normalne [normal faults, normal-slip faults] - powierzchnia uskokowa jest
nachylona w strone skrzydła zrzuconego
* odwrócone (inwersyjne) [reverse faults, reverse-slip faults] - powierzchnia
uskokowa jest nachylona w strone skrzydła wiszącego
* progowe -

powierzchnia uskokowa zajmuje położenie pionowe

Uskoki schodowe [step faults] -

bliskie sobie, równoległe uskoki normalne lub

progowe o jednakowym kierunku zrzutu
(b) przesuwcze [strike-slip faults, wrench faults, transcurrent faults] - ruch
równoległy do linii biegu powierzchni uskokowej
* lewoprzesuwcze/lewoskr

ętne [sinistral faults, left-hand faults, left-slip faults]

-

gdy ruch wywołuje rotację lewoskrętną

* prawoprzesuwcze/prawoskr

ętne [dextral faults, right-hand faults, right-slip

faults] -

gdy ruch wywołuje rotację prawoskrętną

(c) zrzutowo-przesuwcze [oblique-slip faults] - kierunek ruchu zawarty mi

ędzy

liniami biegu i upadu powierzchni uskokowej
* normalno-przesuwcze [oblique-normal-slip faults]
* inwersyjno-przesuwcze [oblique-reverse-slip faults]
* progowo-przesuwcze
(3) tor ruchu uskokowego
(a) uskok translacyjny [translational fault] - tor ruchu prostoliniowy lub
prostoliniowo-

łamany

(b) uskok rotacyjny [rotational fault] -

tor ruchu łukowy

* zawiasowy [hinge fault] -

wzdłuż całego uskoku występuje jeden zwrot

ruchu
* no

życowy [pivotal fault, scissors fault] – wzdłuż uskoku występują dwa

przeciwstawne zwroty ruchu
(4) zwrot ruchu uskokowego wzgl

ędem struktury ogólnej [Cloos, 1928]

(a) uskok antytetyczny [antithetic fault] -

przeciwdziała następstwom

strukturalnym nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego
(b) uskok homotetyczny/syntetyczny [homothetic/synthetic fault]

–

wzmacnia nast

ępstwa strukturalne nachylenia warstw lub działania

uskoku nadrz

ędnego

Typy zasunięć płaszczowin
2typy sekwencji powst nasunie: -ku przedpolu ,-

ku zagórzu Nausniecia pozasekwencyjne-są to wszyst nasuniecia które nie są

sekwenc w śród nich wyróżnia się:-reaktywowane starsze nasni sekw oraz-młodsze ktore zwykle tnie uformowane wcześniej
struktury fałdowo nasuwcze.Sekwenc tną warstwy w góre profilu,czyli nasuwa skały starsze na młodsze,nasunie popasek tną
warstwy w górę lub w dół profilu,nasunieia te wiec nasuwają odpowiednio skały starsze na młodsz bąćmłodsze na starsze z
sfałdowanych warstwach nasunie. pozasek.moze ciąć daną warstwe w obu skrzydłach pojedynczego fałdu.
Typy strukt nasunieciowych:-

prosty klin tektoniczne(łuska),-systemy nasunięciowe o przeciwnej wergencji łusek na pojedynczej

powierzchni odkłucia,-cienkooskorupowe struktury typu dupleksów z nasuni dachowym(nd),-struktura typu z wyciskania
powstała w wyniku inwersji systemu ekstensywnych uskoków listrycznych,-hybrydowy system zasunięć w tzw strefie trójkątnej
rozwojem dupleksów w podłożu oraz systemem imbrykacyjnym i struktur powstał z inwersji basenów ekspensy.,-systemy
nasun o przeciw wergencji

łusek odmiennej dla cienkoskorup strukt.tupy dupleks i dla gruboskorupo,imbrykacyj struktur

obejmujące podłoz krystaliczne.

ZESTAW 11

roznice miedzy scinaniem prostym a czystym
ścinanie proste [simple shear]: dąży do obrotu (rotacji) ścinanego elementu. Jeśli swobodny obrót nie jest możliwy, element
doznaje odkształcenia w płaszczyźnie wektorów pary sił: sześcian zamienia się w rombościan, a kula
w elipsoid

ę trójosiową. Są to odkształcenia rotacyjne (np. formowanie fałdów

asymetrycznych, obalonych, itp.)

ścinanie czyste [pure shear]: odkształcenie nierotacyjne, którego osie w procesie

deformacyjnym nie zmieniaj

ą położenia (np. formowanie fałdów

stoj

ących). W miarę postępu odkształcenia osie elipsoidy odkształcenia

zachowuj

ą swoje położenie.

Parametry powierzchni uskokowej
•bieg i upad, a jeśli powierzchnia uskokowa jest zakrzywiona - orientacja
płaszczyzn stycznych do poszczególnych fragmentów
• określenie pozycji struktur linijnych na powierzchni uskokowej (np. rysy
ślizgowe):
- k

ąt spadku [pitch, rake] - kąt mierzony w płaszczyźnie powierzchni

uskokowej, zawarty mi

ędzy jej biegiem a lineacją

- k

ąt zanurzenia [plunge] - kąt pionowy między lineacją a płaszczyzną poziomą

Tektonika naskórkowa
wszelkie procesy deformacyjne zwi

ązane z rozległym, płytkim odkuciem górnych poziomów skorupy.

Typy sp

ękań (I,II,III) i podział na cechy mechaniczne (-):

I

– ekstensyjne; ruch względny poprzeczny względem ścian spękania II – ścięciowe; ruch ślizgowy prostopadły do krawędzi

sp

ękania III - ścięciowe; ruch ślizgowy równoległy do

kraw

ędzi spękania - hybrydowe; spękania sprzężone o kącie dwuściennym 2Θ ≤ 600, a praktycznie 0 < 2Θ < 450

Kształt fałdów w planie
stosunek długości fałdu do jego szerokości, zmierzonych na podstawie tej samej granicy stratygraficznej fałdy linijne d/s = 5
brachyfałdy d/s = 2 kopuły i niecki d/s < 2

ZESTAW 12

Charakterystyka procesów zginania / Fałdowanie ze zginania
Zginanie jest to odkształcenie lepko-sprężyste (kłania się model ciała Kelvina) zachodząca pod
wpływem jednostronnego zginania lub jednoosiowego ściskania (wypaczenie).

Ponieważ skały mają niską sprężystość i lepkość więc niemożliwe jest większe przemieszczenie się skały w obrębie ławic

(ławice mają mniej więcej stałą miąższość). W związku z tym charakterystycznym produktem tego procesu są fałdy
koncentryczne (zmienna litologia, grube ławice,) bądź symilarne (uławicona skała o monotonnej litologii). W tych ostatnich może
dojść do odspojenia ławic w rejonie przegubów:
Kolejną charakterystyczną strukturą jest powstały w wyniku zuskokowania fałd harmonijkowaty. Uskoki odwrócone powstają w
miejscach największych naprężeń tj. w przegubach, w skałach niepodatnych (bardziej sztywnych).
Dalsza ewolucja zależy od głównie od podatności warstw a NIE od stanu naprężeń:
Ponadto pomiędzy poszczególnym warstwami może dojść do posuwu międzyfałdowego rozładowującego część naprężeń
wewnątrz skały :
Tak więc gęsto uławicone skały w tych samych warunkach są bardziej zaangażowane tektonicznie niż skały złożone z grubych
kompleksów gdyż reagują na nie mniejszymi naprężeniami.
Gdy w fałdowanym materiale występują powtarzające się bardziej podatne od otoczenia warstwy posuw fałdowych dokonuje się
w tych warstwach i na ich granicach

– powstają fałdki ciągnione i kliważ spękaniowy:

Gdy występują znaczne różnice w podatności fałdowanych skał często i gęsto występują fałdy pasożytnicze:
W pewnych warunkach (duże ciśnienie nadkładu, równoległe ściskanie, gęsta powierzchnia sedymentacyjnej anizotropii) mogą
tworzyć się fałdy kolankowe:
W wyniku dalszego rozwoj

u fałdów pasożytniczych gdy proces jest plastyczny może dojść do budinażu tj. rozdzielenia się

„nabrzmiałych” fałdków, bądź ich zuskokowania gdy ławica jest krucha

Klasyfikacja uskoków
Klasyfikacja geometryczna

– kąt upadu powierzchni uskokowej:

Stały kąt upadu:
Pionowe α=900
Strome α=45-900
Połogie α=0-450
Poziome α=00
Listryczne

– o systematycznie zmieniającym się kącie upadu:

Szuflowe

– upad maleje w głąb

Nawieszone

– upad rośnie w głąb

Kierunek ruchu uskokowego względem orientacji powierzchni uskokowej:
Zrzutowy

– ruch równoległy do linii upadu powierzchni uskokowej

normalny

– powierzchnia uskoku nachylona w kierunku skrzydła zrzuconego

progowy

– powierzchnia uskoku pionowa

odwrócony (inwersyjny) - powierzchnia uskoku nachylona w kierunku skrzydła wiszącego
Przesuwczy

– ruch równoległy do linii biegu powierzchni uskokowej:

a) lewoprzesuwczy (lewoskrętny) – rotacja lewoskrętna
b) prawoprzesuwczy (prawoskrętny) – rotacja prawoskrętna
C. Zrzutowo

– przesuwczy – kierunek ruchu jest zawarty między liniami biegu i upadu:

a) normalno-przesuwczy

– powierzchnia uskokowa nachylona w stronę skrzydła zrzuconego

b) inwersyjno-przesuwczy -

powierzchnia uskokowa nachylona w stronę skrzydła wiszącego

c) progowo-przesuwczy

– powierzchnia uskokowa pionowa

3. Tor ruchu uskokowego:
A. Uskok translacyjny

– tor ruchu jest prostoliniowy

B. Uskok rotacyjny

– tor ruchu łukowy

4. Zwrot ruchu uskokowego względem struktury ogólnej:
A. Uskok antytetyczny

– przeciwdziała następstwom strukturalnym nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego.

B. Uskok homotetyczny

– wzmacnia następstwa strukturalne nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego

Przebieg uskoku względem ogólnego trendu strukturalnego:
Uskok podłużny
Uskok poprzeczny
Uskok skośny
Przebieg uskoku w

zględem lokalnego trendu strukturalnego:

Uskok wzdłuż biegu
Uskok wzdłuż upadu
Uskok diagonalny

Czym sie odzwierciedlają fałdy cylindryczne?
Są to fałdy których powierzchnie ławic stanowią powierzchnie walcowe dające się zbudować przez ruch tworzącej walca.
Powierzchnię takich fałdów da się łatwo rozwinąć na płaszczyznę uzyskując prostokąt. Fałdy cylindryczne (A) często są
zakończone fałdami stożkowymi (niecylindrycznymi, B) które powstały z transformacji tych pierwszych. Oba te fałdy (do których
można jeszcze dodać fałdy torsalne C) są rozwijalne. Rozwijalność fałdów cylindrycznych może świadczyć o
jednokierunkowym fałdowaniu -fałdy nierozwijalne (nałożone, D) pochodzą z interferencji fałdowań w różnych kierunkach. W ten
sam sposób mogą też powstać fałdy stożkowe

Charakterystyka orientacji spękań
Orientację spękań o dostatecznej regularnych powierzchniach określamy mierząc ich bieg i upad za pomocą kompasu .
Pomiaru można dokonać bądź to w sposób bezpośredni (np. przykładając teczkę do powierzchni spękania aproksymując ją w
ten sposób do płaszczyzny) albo -mając pewne doświadczenie - pośrednio, w pewnym oddaleniu od spękania (a nawet kilku
spękań) – uzyskuje się wówczas bardziej wartościowy wynik uśredniony:
Celem wykonania takich pomiarów jest ustalenie statystycznego rozkładu kierunków spękań na danym obszarze na podstawie
pomiarów w odsłonięciach. Wybór odsłonięc prowadzimy wg następujących kryteriów:
Równomierny rozkład odsłonięć w danym terenie.
Ściany odsłonięcia powinny reprezentować możliwie najszerszy zakres kierunków spękań
Pomiary muszą odnosić się do skał o tej samej litologii, w ławicach o zbliżone miąższości
Zbliżona głębokość ścian ppt. w różnych odsłonięciach.
Nie przestrzegając podanych reguł możemy uzyskać całkowicie fałszywy obraz - wyczytanej z orientacji i gęstości spękań -
tektoniki. Na pomiar najbardziej wpływa orientacja ściany na której dokonujemy pomiarów względem kierunku spękań – efekt
przecięcia ( spękań równoległych do badanej ściany nie odnotujemy). Gdy nie ma możliwości zmiany odsłonięcia, bądź jego
ściany należy matematycznie skorygować ilość pomierzonych w stosunku do kąta tych spękań względem ściany odsłonięcia.
Pomiary zestawiamy i opracowywujemy tabelarycznie/numerycznie (pomierzone kierunki ciosowe zapisane w tabeli/programie
analizujemy metodami statystycznymi/wektorowymi) bądź graficznie (diagramy rozetowe, przestrzenne-łukowe, przestrzenne-
konturowe). Regułą jest oddzielenie spękań pionowych i prawie pionowych od nachylonych i prezentacja ich na dwóch różnych
wykresach

– te pierwsze najczęściej występują w przyrodzie ale nie niosą tyle informacji co spękania pochylone.

Scharakteryzuj płaszczowiny w Karpatach zewnętrznych (opiszę wszystkie na wszelki wypadek)
Karpaty zewnętrzne:
Pieniński Pas Skałkowy
Płaszczowina Magurska
Płaszczowina Śląska
Karpaty wewnętrzne:
Płaszczowiny na obszarze Tatrzańskim polski
Płaszczowina Czerwonych Wierchów
Płaszczowina Giewontu
Płaszczowina Kriżniańska
Geneza Karpat
W powstaniu Karpat wzięły udział dwa główne czynniki. Pierwszym z nich było tworzenie się orogenów alpejskich w procesie
tektoniki ucieczki co nadało kształt łuku karpackiego. Drugim zamykanie basenów morskich w północnej części co miało wpływ
na wytworzenie części zewnętrznych Karpat (Karpaty Zewnętrzne i część Wewnętrznych). K. Birkenmajer zaproponował model
z trzema strefami subdukcji nachylonymi ku południowi. Dodatkowym czynnikiem był prawoskrętna rotacja bloku panońskiego
która spowodowała wędrówkę fali deformacji wzdłuż łuku karpackiego z zachodu na wschód. Uwidoczniło to się w wiekowych
rozdziałach Karpat zewnętrznych. Badania geofizyczne wykazały, że Karpaty Wewnętrzne i Zewnętrzne należą do dwóch
różnych bloków skorupy o różnej budowie i różnych własnościach fizycznych. Blok Karpat Wewnętrznych o grubości skorupy
około 35km jest od bloku Karpat Zewnętrznych , którego grubość wynosi około 45km oddzielony dużym rozłamem wgłębnym.
Rozłam ten znajduje się pod Pienińskim Pasem Skałkowym. Odtworzenie paleografii basenu sedymentacyjnego Karpat jest
bardzo trudne ze względu na procesy tektoniczne które spowodowały odkucie skał osadowych od podłoża i przesunięcie ich na
znaczną odległość ku północy. Wielkość sumaryczna nasunięcia w Karpatach wynosi kilkaset kilometrów. Sugeruje się, że
zbiornik sedymentacyjny graniczył w mezozoiku na północy z wałem obszaru środkowoeuropejskiego, gdzie odbywała się
sedymentacja typu epikontynentalnego. W rozległym zbiorniku mezozoicznym występował szereg głębokich basenów
sedymentacyjnych i rozdzielających je podmorskich grzbietów gdzie panowały warunki płytkowodne.


Geneza Karpat Zewnętrznych
Karpaty zewnętrzne - fliszowe zbudowane są głównie z piaskowcowo-łupkowych utworów kredy i paleogenu. Na północ Karpaty
sięgają najdalej w rejon Wieliczki, w kierunku zachodnim granica skręca łagodnie ku południowi i przebiega na południe od
Skawiny. W kierunku wschodnim granica biegnie na linii Bochnia -

Tarnów. Główną masę osadów fliszowych reprezentują

kredowo-

trzeciorzędowe łupki i piaskowce płaszczowiny śląskiej i magurskiej. Różnice w odporności skał na wietrzenie i erozję

razem z głównymi rysami budowy tektonicznej spowodowały powstanie niezwykle urozmaiconej rzeźby powierzchni terenu.
Główną cechą budowy Karpat fliszowych jest inwersja rzeźby terenu. Prawie wszystkie elementy wyniesione morfologicznie są
formami wklęsłymi, wypełnionymi w części centralnej kompleksami piaskowców. Osady te, jako najbardziej odporne na
wietrzenie i erozję uległy najmniejszej degradacji w stosunku do pozostałych kompleksów. W konsekwencji nastąpiło
odwrócenie pierwotnej morfologii płaszczowin. Formowanie się podłoża zakończyło się u schyłku miocenu w trzeciorzędzie, po
czym nastąpiła faza ostatecznego kształtowania współczesnej powierzchni przez działalność lodowca w okresach glacjalnych i
wód płynących oraz stagnujących w okresach interglacjalnych. Spowodowało to, uformowanie się aktualnej sieci rzecznej oraz
powstaniem szeregu złóż kruszywa naturalnego w dolinach większych rzek (Wisła, Soła, Skawa, Raba, Dunajec, Biała). W
najmłodszej epoce ukształtowane zostały warunki zasilania i migracji wód podziemnych w czwartorzędowych horyzontach
wodonośnych oraz warunki zasilania szczelinowych i porowych horyzontów starszych (karbon, trias, jura, kreda, trzeciorzęd):


Geneza Karpat Wewnętrznych
Karpaty wewnętrzne zbudowane są ze starych skał krystalicznych oraz kompleksów osadów mezozoicznych i paleogeńskich. W
ich strukturze wyróżnia się: Pieniński Pas Skałkowy, flisz podhalański i Tatry. Pieniński Pas Skałkowy stanowi granicę między
Karpatami zewnętrznymi i wewnętrznymi i jest zbudowany z osadów wieku jurajskiego i kredowego, cechuje go niezwykle
skomplikowana tektonika. Strefy wypiętrzone tworzą wychodnie skał jurajskich w postaci wapiennych skałek, natomiast
elementy wklęsłe wypełnione górnokredowymi marglami oraz fliszem stanowią strefy obniżone. W okolicy Czorsztyna,
Krościenka i Szczawnicy występują intruzje skał andezytowych.

Flisz podhalański wypełnia rozległą nieckę zapadliska śródgórskiego między Tatrami i Pieninami, jest słabo sfałdowany

tworząc łagodne antykliny i synkliny.

Tatry zbudowane są z krystalicznego trzonu i pokrywy skał osadowych. Najstarszymi utworami krystalicznego trzonu są skały
metamorficzne Tatr Zachodnich. Znany z Tatr Wysokich granit tatrzański stanowi górnokarbońską intruzję granitową w obrębie
kompleksu skał metamorficznych. Bezpośrednią pokrywę osadową trzonu krystalicznego tworzy seria wierchowa, która
obejmuje kompleks skał klastycznych i węglanowych od górnego permu do dolnej kredy. Utwory reglowe zbudowane są z
piaskowców, łupków i wapieni. Po utworzeniu się osadów dolnej kredy nastąpiło fałdowanie Tatr. Uformowane zostały dwie
płaszczowiny nasunięte z południa ku północy. Bezpośrednio na trzonie krystalicznym zalega autochtoniczny element serii
wierchowej oraz płaszczowina wierchowa. Tworzy ona fałdy Czerwonych Wierchów i Giewontu. Płaszczowina reglowa dzieli się
na trzy elementy, z tego dwa występują w obrębie Tatr polskich, tworzą one pas regli zakopiańskich.
Podpunkty A, B i C zaczerpnięte z opracowania . Podpunkty D i E pochodzą ze strony Wojewódzkiego Inspektoratu Ochrony
Środowiska w Krakowie. Przekroje z prezentacji prof. Zuchiewicza.
Wymienić płaszczowiny Karpat Zewnętrznych.
Karpaty zewnętrzne:
Pieniński Pas Skałkowy
Płaszczowina Magurska
Płaszczowina Śląska

ZESTAW 13

Napr

ężenia normalne i styczne w dwuosiowym stanie naprężenia

Założenie: jednorodna oraz izotropowa próbka skalna w przecięciu wzdłuż
płaszczyzny, w której leżą osie skrajnych naprężeń głównych (normalnych):
σ1 działa poziomo, a σ3 pionowo i obydwa są dodatnie (ściskające)
[nacisk tektoniczny + ci

śnienie nadkładu]

Stan napr

ężeń w obrębie próbki w strefie dowolnie przeprowadzonego przekroju

nachylonego pod k

ątem α do osi naprężenia σ3:

Napr

ężenie normalne σn działające wskroś płaszczyzny przekroju, będące

sum

ą naprężeń σn1 i σn2, wynikających z działania naprężeń głównych

σ1 i σ3 wyniesie:
σn = σn1 + σn3 = σ1 cos2α + σ3 sin2α =
(

σ1 + σ3)/2 + (σ1 - σ3)/2 cos2α

A zatem napr

ężenie normalne osiąga w 2 przekrojach (α = 00 i α = 900) wartości

równe odpowiednio: σ1 i σ3.
Napr

ężenie styczne τ

jest różnicą naprężeń cząstkowych τ1 i τ3, gdyż są one
przeciwnego znaku:
τ = τ1 - τ3 = (σ1/2) sin2α - (σ3/2) sin2α =
(

σ1 - σ3)/2 sin2α

To napr

ężenie spada do zera w przekrojach α = 00 i α = 900 (płaszczyzny

główne), a osiąga maksimum przy α = 450, gdzie:
τ max = (σ1 - σ3)/2
Warunek ten jest spełniony w 2 przekrojach, przypadających na dwie
wzajemnie prostopadłe płaszczyzny największego ścinania, symetralne
wzgl

ędem osi naprężeń σ1 i σ3, a krzyżujące się wzdłuż osi σ2.

Teoretycznie, taka powinna by

ć pozycja ewentualnych uskoków; w praktyce

odchyla si

ę ona nieco od tych płaszczyzn.

O warto

ści naprężenia ścinającego decyduje nie bezwzględna wartość

skrajnych napr

ężeń głównych, lecz różnica ich wartości (σ1 - σ3), zwana

różnicą naprężeń [stress difference, differential stress], albo
napr

ężeniem dewiatorowym [deviatoric stress].

Oznacza to,

że możliwość powstania uskoków wcale nie musi być większa

na wi

ększych głębokościach, gdzie działają wielkie siły, ale gdzie stan

napr

ężeń często zbliża się hydrostatycznego.

Baseny miedzyprzesuwcze

Wydłużanie kompensacyjne - głównie przez uskokowanie normalne,
które między dwoma równoległymi uskokami przesuwczymi doprowadza
do powstania:
zapadlisk mi

ędzyprzesuwczych, czyli zapadlisk z odciągania

[pull-apart basins; rhombochasms].
Pole napr

ężeń przy końcach uskoku przesuwczego

szczególnie intensywne deformacje między zakończeniami dwu uskoków
ustawionych schodkowato:
* je

śli ruch wzdłuż tych uskoków ma charakter przeciwbieżny, tworzą się

wypi

ętrzenia międzyprzesuwcze,

* je

śli rozbieżny – zapadliska międzyprzesuwcze.

Strefy

trójkątne

oraz dupleksy o pasywnym stropie rozwijaj

ą się często na frontach orogenicznych w strefie przejściowej między brzeżnymi

pasmami fałdowo-nasuwczymi a osadami zapadlisk przedgórskich W skali regionalnej rozwój brzeżnych, nasuwczych stref
orogenów oraz pryzm akrecyjnych może być opisany przez model tzw. klina krytycznego orogenu lub pryzma akrecyjna
rozwijaj

ą się na podobieństwo pryzmy piasku zgarnianej przez buldożer („model buldożerowy”), która deformuje się przy

zachowaniu k

ąta krytycznego zależnego od: współczynnika kohezji, współczynnika tarcia i ciśnienia porowego. W trakcie

post

ępującego ruchu takiej pryzmy, w jej obręb jest włączany materiał znajdujący się u jej czoła. Front orogenu: (1) struktura

podpowierzchniowa (wgłębna) - gdy deformacje odbywają się w całości pod powierzchnią terenu lub dnem zbiornika wodnego
(basenu
przedgórskiego) (2) struktura powierzchniowa - gdy fałdy i nasunięcia przynajmniej częściowo
wynurzaj

ą się na powierzchnię Front orogenu: (1) najczęściej: imbrykacyjna seria nasunięć o wergencji skierowanej na

przedpole orogenu, w której dominującą rolę pełni nasunięcie frontalne (2) rzadziej: powstaje tzw. strefa trójkątna,będąca
przejawem tektoniki klinowej
Z uskokami nasuwczymi wi

ążą się charakterystyczne fałdy (1) związane z wygięciem powierzchni uskoku (2) związane z

propagacj

ą uskoku (3) fałdy z odspojenia/odkłucia W przypadku fałdów z odkłucia nie powstają rampy; całkowite

przemieszczenie wzdłuż uskoku odbywa się w obrębie jednego horyzontu podatnego, fałdy zaś tworzą się wyłącznie w wyniku
deformacji nadległych warstw. Strefa trójkątna - termin wprowadzony dla frontu orogenicznego Gór Skalistych w stanie Alberta:
- struktura zbli

żona kształtem w swym przekroju poprzecznym do trójkąta, ograniczona od dołu połogą powierzchnią odkłucia, a

od góry dwiema
przeciwnie (na zewn

ątrz takiej strefy) zapadającymi powierzchniami nasunięć, które wykazują przeciwstawne zwroty

przemieszcze

ń nasuwczych W przedniej części takiej strefy występuje wsteczne nasunięcie frontalne a cechą

nadpowierzchniow

ą jest występowanie frontalnej monokliny .w której osady zapadliska przedgórskiego zapadają w stronę

przedpola Istotny jest „klinowy” charakter przemieszczenia frontu orogenicznego; stąd nazwa „tektonika klinowa” .Wnętrze strefy
trójkątnej często zajmuje dupleks o pasywnym stropie nadkład tworzącego się dupleksu nie jest wraz z nim przemieszczany
nasuwczo, dzi

ęki czemu frontalna część powierzchni stropowego odkłucia dupleksu uzyskuje wsteczny zwrot przemieszczenia i

staje si

ę wstecznym nasunięciem frontalnym.

Strefy trójkatne zawierają jeden lub dwa horyzonty odkłucia Przykład współcześnie aktywnej tektoniki klinowej w środowisku
podmorskim: pryzma akrecyjna Tajwanu Przykłady stref starszych: G. Skaliste, Alpy, Karpaty polskie (Brzesko-Wojnicz)

Podział spękań ze względu na cechy mechaniczne
1. sp

ękania ekstensyjne [extension fractures]

2. sp

ękania ścięciowe [shear fractures]

3. sp

ękania hybrydowe [hybrid fractures] - spękania sprzężone o kącie

dwu

ściennym 2Θ ≤ 60st (Hancock, 1985), a praktycznie 0 < 2Θ < 45st

Fałdowanie z płynięcia

zaznacza się związek z naturalna podatność materiału, lub wtórnie spowodowanej wysokie ciśnienie i temperatura,

długotrwałość procesu
Płynięcie polega na przemieszczaniu materiału fałdowanych skał jednorodnie w całej masie skały. Płynięcie prowadzi do zmian
miąższości ławic. W stadium mało zaawansowanym następuje nabrzmienie przegubów, później tworzą się struktury z klasy
fałdów grubiejących.
Przy wyraźnie ukierunkowanym płynięciu powstają na ogół fałdy symilarne. W skałach zbudowanych z lamin o różnej
podatności obserwuje się zafałdowania dysharmonijne. Laminy podatne mają bardzo zmienne miąższości i wyklinowują się
obocznie. Charakterystyczne są zerwania ciągłości poszczególnych lamin, gwałtowne ich kończenie się oraz„połamanie” lamin
mniej podatnych.


ZESTAW 14

Własności plastyczne skał

Czynniki:
* ci

śnienie otaczające [confining pressure]

* temperatura
* płyny porowe
* czas
Ci

śnienie otaczające - ciśnienie oddziaływające na odkształcaną próbkę

zewsz

ąd. Takim jest ciśnienie litostatyczne, wytwarzane przez ciężar nadkładu

skalnego.
Badania do

świadczalne w aparacie trójosiowym. Próbka skalna o kształcie

walca jest poddawana najcz

ęściej doświadczeniu kompresyjnemu.

Polega ono na jednoczesnym

ściskaniu osiowym σ1 oraz bocznym

(przekazywanym przez płyn) σ2 = σ3. Decydująca o odkształceniu różnica
napr

ężeń sigma wynosi σ = σ1 - σ2(3).

To

ściskanie boczne jest odpowiednikiem ciśnienia otaczającego.

Wyniki do

świadczeń dla skał osadowych:

(1) radykalny wzrost odkształceń plastycznych i ogólnej podatności - po
podniesieniu ci

śnienia otaczającego do pewnej krytycznej wartości

(2) systematyczny wzrost wytrzymałości z przyrostem ciśnienia otaczającego
(3) systematyczne wzmacnianie deformowanej skały
(4) skały o drobniejszym ziarnie mają zwykle wyższą wytrzymałość i wyższe
granice spr

ężystości i plastyczności

Podatnego zachowania si

ę skał można oczekiwać już na głębokościach

kilkukilometrowych.
Podatno

ść różnych typów skał wykazuje różną wrażliwość na ciśnienie

otaczaj

ące, czy naprężenie średnie:

(

σ1 + σ2 + σ3)/3

Temperatura
Rola przyrostu temperatury ro

śnie wraz z głębokością. Przyrost ten

zwi

ększa zazwyczaj podatność, ale obniża granice plastyczności i

wytrzymałość, a także powoduje spłaszczanie się krzywych σ/ε.
Dla skał osadowych z wyjątkiem kwarcytu - na głębokościach rzędu 15 km
(ci

śnienie wszechstronne ok. 500 MPa, temperatury 300-5000C) –

odkształcenia w pełni podatne.
Skały krystaliczne w tych warunkach mogą zachowywać się jeszcze jak
kruche.
Płyny porowe
(1) oddziaływania chemiczne
(2) oddziaływania krystalochemiczne
(3) oddziaływania fizyczne
•oddziaływania chemiczne: w skałach łatwo rozpuszczalnych (sole, gips)
i długo obciążanych obecność wody lub innego rozpuszczalnika powoduje
znaczny wzrost podatno

ści.

Cz

ęste są też (w bardzo różnych skałach) objawy rozpuszczania pod

ci

śnieniem [pressure solution].

Jest to rozpuszczanie pobudzane przez napr

ężenie ośrodka rozpuszczanego.

Wg zasady Rieckego, materiał sprężysty poddany działaniu rozpuszczalnika
w polu napr

ężenia ściskającego łatwiej rozpuszcza się w miejscach, gdzie to

napr

ężenie jest największe, a rozpuszczana substancja przenosi się do miejsc,

gdzie jest ono najmniejsze i tam ulega wtórnemu wytrącaniu. Proces ten
prowadzi do przegrupowania materiału skalnego bez przerwania ciągłości
o

środka.

Skutki rozpuszczania pod ci

śnieniem - powstanie w skale dziobatej

powierzchni nieci

ągłości, zw. szwem stylolitowym [stylolitic seam], w obrębie

której występują równoległe do siebie, wydłużone elementy w formie:
piramidek, słupków, pręcików.
Ta lineacja stylolitowa jest cennym wska

źnikiem tektonicznym, gdyż cechuje

j

ą równoległość do osi największego naprężenia normalnego (σ1) z okresu

stylolityzacji.
Stylolity bywaj

ą zgrupowane w postaci masywniejszym pasm lub izolowanych

gniazd.
Szwy stylolitowe s

ą często wyścielone powłoką stylolitową [stylolitic coat] –

rezyduum trudniej rozpuszczalnych składników skały.
Kierunek lineacji stylolitowej:
(a) prostopadły do uławicenia (przy szwach zgodnych z uławiceniem):
wówczas czynnikiem stylolityzacji był nacisk nadkładu, a proces przebiegał
wcze

śnie, już w trakcie diagenezy (stylolity litostatyczne)

i/lub
(b) poziomy lub połogi, często równoległy do uławicenia, a w warunkach
zaburzonych cz

ęsto skośny: tu czynnikiem musiały być naprężenia

tektoniczne (stylolity tektoniczne)
W skałach okruchowych pospolite są mikrostylolity na stykach ziarn, a także
niestylolitowe wgłębienia jednych ziarn lub otoczaków w drugie -
wciski [pit holes].
Niestylolitowe powierzchnie rozpuszczania pod ci

śnieniem mogą mieć też

posta

ć falistych, a nawet dość gładkich powierzchni kliważu.

•oddziaływania krystalochemiczne:
spadek wytrzymałości po nasyceniu wodą jest charakteryzowany
współczynnikiem rozmiękczania (stosunek wytrzymałości próbki nasyconej
do wytrzymałości w stanie powietrzno-suchym).
Przyczyn

ą są przekształcenia krystalochemiczne minerałów ilastych w

obecno

ści wody.

W polu podwy

ższonych ciśnień i temperatur następuje osłabienie

hydrauliczne [hydraulic weakening], stwierdzane w kwarcu, a objawiaj

ące się

znacznie

ułatwionym płynięciem plastycznym kryształów wzbogaconych w

wod

ę.

* oddziaływania fizyczne: wzrost kruchości skały
Im wi

ększe ciśnienie wody (ciśnienie porowe; pore pressure), tym mniejsza

podatno

ść odkształcenia i mniejsza wytrzymałość skały. Woda przesycająca

skałę przejmuje na siebie część zewnętrznych naprężeń normalnych σt, równą

własnemu ciśnieniu p, tym samym zmniejszając o tę część oddziaływanie owych
napr

ężeń na szkielet mineralny skały, a więc także redukując uplastyczniające

skałę oddziaływanie ciśnienia otaczającego, aż do jego zupełnej neutralizacji,
przy p =

σt.

Napr

ężenie normalne realnie funkcjonujące w obrębie substancji mineralnej

skały, zw. naprężeniem czynnym [effective stress] jest różnicą naprężenia
całkowitego [total stress] σt i ciśnienia porowego p:
σe = σt - p [wzór Terzaghiego]
Warunkiem wa

żności wzoru jest dostateczna porowatość skały i jej pełne

nasycenie płynem.
Dla mechaniki sp

ękań i nasunięć istotny jest stosunek ciśnienia porowego do

ci

śnienia litostatycznego, λ:

λ = p/σlit
Warto

ści λ: 0 ≤ λ ≤ 1

Gdy

λ zbliża się do 1 wzrasta gwałtownie kruchość zachowania skał. Płyny

porowe o wysokim ci

śnieniu osłabiają też wpływ temperatury.

Anormalne ci

śnienia porowe, przekraczające wartość naturalnego ciśnienia

hydrostatycznego (

λ > 0,465), są w głębszych poziomach pospolite - a zatem,

istnieje mo

żliwość bardziej kruchego zachowania się skał niż by to wynikało z

głębokości. Jest to powodem częstego występowania “kruchych” uskoków na
głębokościach do kilkunastu kilometrów.
Czas
Post

ępujące, powolne odkształcanie ciągłe, natychmiast nie odwracalne

(płynięcie), pod działaniem obciążenia o stałej wartości niższej od granicy
spr

ężystości, granicy plastyczności i wytrzymałości ustąpienia nosi nazwę

pełzania [creep].
Wszelkie procesy płynięcia materiałów nie będących cieczami Newtona,
wyra

źnie uwarunkowane przez czynnik czasu, są przedmiotem badań reologii

Powstanie du

żych rowów

nie jest uwarunkowane bezwzgl

ędnym rozciąganiem poziomym, ale warunkiem subsydencji wnętrza rowu jest tensja

dewiatorowa,czyli przewaga napr

ężenia litostatycznego nad ciśnieniem poziomym pochodzącym z innych źródeł.Rowy i zręby

ograniczone przez uskoki odwrócone podchodzą w większości z pionowych ruchów blokowych podłoża.Według teorii ramowej
rowy tektoniczne s

ą wynikiem wgniatania bloków skorupy przez naciski poziome – przypadek bardzo rzadki.Rowy i baseny

obrze

żone uskokami normalnymi, gdy znajdą się w polu późniejszej kompresji, są predestynowane nie do obniżania, lecz do

inwersyjnego wyd

źwignięcia.Rowy w Polsce: górnej Nysy Kłodzkiej, krzeszowicki największa depresja uskokowa Polski :

zapadlisko Przedkarpackim rowy tektoniczno-

sedymentacyjne : np. rów Kleszczowa rowy starsze (np. kimeryjskie), wielokrotnie

odnawiane zr

ęby - Sudety

Tektonika skorupkowa

– angażuje głębsze poziomy i obejmuje raczej nasunięcia ze ścinania, generalnie dysharmonijne

wzgl

ędem zastanej struktury.

Typy

żył

żyły syntaksjalne - krystalizujące od ścian ku środkowi żyły, złożone z tych samych minerałów, co skała otaczająca, których
dwie warstwy/powłoki stykają się wzdłuż szwu centralnego; żyły syntaksjalne - świadczą o warunkach ogólnej ekstensji
(poszerzania masywu z przyczyn zewn

ętrznych); sugerują mechanizm pękania hydraulicznego i epizodycznego w warunkach

ogólnej kontrakcji i tylko lokalnego rozwierania
żyły złożone - będące kombinacją poprzednich; oznaczają zmianę warunków naprężeniowych albo prędkości ekstensji w
pewnej fazie rozwoju

żyły

żyły kryształów „rozciągniętych”– krystalizujące od ścian, jak w (a), ale w warunkach nadążania krystalizacji za rozwieraniem
szczeliny; materiał tożsamy ze skałą otaczającą, brak szwu centralnego, pękanie typu crack-seal zaznaczone w
poszczególnych włóknach, a nie całej żyle; sygnalizują umiarkowaną, powolną ekstensję przy współudziale pękania
hydraulicznego.
Zakrzywienie i przechylenie kryształów w żyłach włóknistych jest wynikiem dostosowywania się rosnących kryształów do
zmieniaj

ącego się kierunku poszerzania szczeliny - pojawienie się składowej stycznej.

Inny podział żył: dylatacyjne - utworzone przez mechaniczne otwarcie przestrzeni dla żyły niedylatacyjne - wynikające z
metasomatycznego zast

ąpienia skały ościennej w sąsiedztwie jakiegoś spękania przez

materiał żyły
Wielko

ść żył wiąże się z lokalnymi strefami szczelinowymi, zwykle towarzyszącymi uskokom, fleksurom, niekiedy fałdom

fałdki kolankowe
załomowe) fałdy niższego rzędu stowarzyszone z fałdowaniem nadrzędnym, tworzące asymetryczne zygzaki, zwykle skupione
w wąskich pasmach kolankowych
Fałdki kolankowe - o przegubach zygzakowatych, załamanych, obserwuje się
w skałach z gęstymi powierzchniami anizotropii, wzdłuż których poślizgi są
utrudnione. mają głównie rozmiary rzędu milimetrów, a powstają gdy zginanie odbywa się przy dużym ciśnieniu otaczającym.
Fałdki te mają przeciwną wergencję niż fałdki
ciągnione.