1
Opracowane i poprawione zagadnienia do egzaminu z "kartografii geologicznej”.
Wersja 0.97
1. Wskaźniki położenia stropu w skałach osadowych i magmowych
Skały osadowe
Skały magmowe
Uziarnienie frakcjonalne
Lawy poduszkowe (obecneść V-struktures)
Warstwowanie skośne
Próżnie i migdały w lawach
Spękania błotne i kliny mrozowe
Powierzchnie erozyjne
Przebieg penetracji
Fauna bentoniczna i mikrobiolity
Wypełnienia geopetalne (np. dziurki w
wapieniu)
Położenie pni drzew
Powierzchnie erozyjne ścinające kompleksy skał zdeformowanych tektonicznie
Warstwy nie poziome, nie zaburzone
Warstwowanie skośne (przekątne)
Pokrywy lawowe, tufowe, tufitowe
Falusy (detryty rafowe) – pokruszone
fragmenty rafy
Stożki wulkaniczne
Pokrywy lessowe, laterytowe, itp.
Rysunki wykład 1 slajd 14-15.
2. Style tektoniczne i ich charakterystyka
Styl tektoniczny to charakter deformacji skał, zależny od dwóch czynników: litologii warstw oraz
warunków deformacji.
Typy stylów tektonicznych
•
Płytowy – zespół warstw zalegających poziomo. Nic szczególnego się nie dzieje,
•
Warstwy pionowe – płyta pozioma uległa rotacji o 90°, związana z budową fałdową, obszary
regionalne,
•
Monoklinalny – zespół warstw nachylonych pod pewnym kątem na stosunkowo dużym obszarze
(np. Mon. Śląsko- Krakowska),
•
Fałdowy – deformacja warstw polegająca na tworzeniu się fałdów w obecności sił kompresji,
•
Płaszczowinowy – związany z obecnością płaszczowin,
•
Uskokowy – deformacje nieciągłe przy reżimie ekstensywnym (rozciąganie),
•
Brekcjowy – mielenie materiału (skały) w obszarze pomiędzy uskokami (blisko powierzchni
Ziemi)
•
Tektoniki solnej – sól wykazuje tendencję do halokinezy (płynięcia). Jeżeli sól znajduje się pod
dużym nakładem (min. 300m) zaczyna ona płynąć. Wysady solne, lodowce solne, lakolit solny,
maczuga solna,
•
Intruzyjny – różnego rodzaju formy tektoniczne poprzecinane są różnymi intruzjami. Wchodzą
one w płytę, mogą przecinać żebra fałdowe, monoklinalne, itp.,
•
Metamorficzny – zaburzenia na granicy skał (magmowych) otaczających zjawiska foliacji,
•
Uderzeniowy (impastowy) – np. ries – struktura kulista (o średnicy kilkunastu km) – jest to
pozostałość po uderzeniu meteorytu.
3. Pojęcie piętra strukturalnego, piętra tektonicznego i jednostki strukturalnej (tektonicznej)
Piętro strukturalne – kompleks skał oddzielony w spągu i stropie od kompleksów przyległych
powierzchniami regionalnych niezgodności strukturalnych o znacznej wartości kątowej (mający zatem własny
styl tektoniczny), zwykle wykazujący odrębność zespołów skalnych magmatyzmu i metamorfizmu.
Piętro tektoniczne – kompleks skał w pewnym przedziale głębokości poddany deformacjom
tektonicznym. Jednocześnie z kompleksami przyległymi od dołu i od góry, ale z powodu odrębnych własności
skał i/lub odmiennych warunków deformacji wykazujący odrębny styl tektoniczny.
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
2
Jednostka tektoniczna (strukturalna) – złożona struktura tektoniczna (lub zbiór struktur)
wyróżniająca się spośród obszarów otaczających pewnymi cechami budowy i/lub genezy, w związku z czym
stanowiąca pewną całość tektoniczną.
4. Neotektonika - definicja, granica wieku, pojęcie fazy i orogenezy tektonicznej
Neotektonika – procesy tektoniczne najmłodszych okresów Ziemi aż do chwili obecnej, ale ich zakres
czasowy jest ujmowany różnie – od ok. 35-40 Ma (oligocen-holocen) przez neogen i czwartorzęd, pliocen i
czwartorzęd po sam czwartorzęd. („Tektonika”).
Neotektonika (def. z wykładów) – ruchy tektoniczne, które uformowały współczesną strukturę skorupy
ziemskiej i rzeźbę jej swobodnej powierzchni. Granica wieku – przełom oligocenu i miocenu tj. ok. 23 mln lat
temu.
Faza tektoniczna – okres wzmożonej aktywności tektonicznej na danym obszarze, rozciągnięty w
czasie nawet do 1 mln lat.
Ruchy współczesne – procesy tektoniczne rozgrywające się od czasu, kiedy mogą być one wyznaczane
bezpośrednimi pomiarami instrumentalnymi czyli ok. 100 lat.
Orogeneza tektoniczna – proces powstawania łańcuchów górskich, w wyniku działalności ruchów
tektonicznych (?)
5. Pośrednie i bezpośrednie metody badania młodych ruchów tektonicznych
Metody pośrednie – oparte na analizie następstw ruchów już wygasłych, lub trwających, ale dokonanych w
znacznej większości przed okresem obserwacji (odnoszą się głównie do ruchów neotektonicznych):
•
Metody geologiczne
- pozycja wysokościowa osadów (np. strop iłów plioceńskich) – jeżeli można zidentyfikować
warstwę wiekowo i uznać, że osadziła się ona na równym poziomie, to różnice w wysokościowym
położeniu tej warstwy informują o ruchach pionowych, jakie działały pomiędzy poszczególnymi
punktami od czasu jej złożenia.
- miąższość osadów (np. rów nowotarski)- osady czwartorzędu – ograniczone zastosowanie do
neotektoniki na obszarze kratonów. Kompleks młodych osadów zajmuje depresję o cechach
wyraźnie tektonicznych, i wówczas jego miąższość może być miarą lokalnego obniżenia obszaru
podczas sedymentacji (przy uwzględnieniu kompakcji).
- rozmiary denudacji (odwrotność kryterium miąższościowego) – kryterium erozyjne może posłużyć
do oszacowania rozmiarów młodego dźwigania pod wieloma warunkami (znajomość usuniętej
części profilu itp.)
- ułożenie i ciągłość warstw – polega na anomalnym zróżnicowaniu położenia wysokościowego
osadów, ale także na wychyleniu warstw z ułożenia poziomego albo na przesunięciach uskokowych
widocznych wprost.
- zmiany miąższości i facji – skokowych różnic miąższości młodych osadów można oczekiwać w
środowisku kontynentalnym tam, gdzie sedymentacja limniczna odbywała się w czynnym
zapadlisku albo gdzie czynny uskok zrzutowy przecinał dolinę rzeczną w trakcie sedymentacji
aluwiów.
- charakter profilów – w profilach czwartorzędowych, zwłaszcza w facji limnicznej i morskiej,
mogą się zapisać okresy dźwigania i obniżania obszaru depozycji i/lub obszarów alimentacji.
Trudności w odróżnieniu od zmian klimatycznych, hydrograficznych, glacjalnych.
•
Metody geomorfologiczne – NAJWAŻNIEJSZE – użyteczne tam, gdzie po lub w trakcie utworzenia
form rzeźby odzwierciedlających ruchy tektoniczne nie doszło do intensywnej akumulacji.
- powierzchnie zrównania i ich deformacji – pozycja wysokościowa powierzchni i ich układ
wzajemny może informować o ruchach pionowych w stosunku do bazy erozji. Powierzchnie
zrównania mogą być przedmiotem odkształceń i można wnioskować o lokalnych procesach
tektonicznych młodszych niż dana powierzchnia.
- systemy tarasów rzecznych – odczytanie zapisu ruchów pionowych na podstawie układu i
wykształcenia tarasów rzecznych. Rekonstrukcja taka polega na skorelowaniu rozczłonkowanych
fragmentów powierzchni tarasowych i analizy ich sytuacji wysokościowej na szerszym tle
regionalnym.
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
3
- profile podłużne akumulacyjne tarasów rzecznych – wykorzystuje fakt przybliżonej płaskości
powierzchni tarasów akumulacyjnych na znacznych odcinkach dolin (po utworzeniu tarasu jakiś
odcinek uległ pionowym ruchom tektonicznym, to profil podłużny powierzchni tarasu i tarasów od
niego starszych wykazuje wypaczenie, a młodsze już nie)
- profile podłużne koryt rzecznych i skalnych cokołów tarasowych – wskaźnikiem młodych ruchów
w wąskiej strefie, są złamania i progi w profilu podłużnym tych powierzchni, które można uznać za
niegdyś wyrównane przez erozję dno doliny (wodospady).
- tarasy morskie i ich deformacje – półki abrazyjne na podłożu skalnym (naturalne odniesienie do
poziomu morza)
- charakter brzegów morskich – zależności między zmianami poziomu morza w stosunku do lądu, a
wykształceniem strefy brzegowej
- systemy jaskiniowe i ich zaburzenia – kras podziemny jest skorelowany z wcinaniem się dolin,
które odzwierciedla m.in. dźwiganie obszaru z przyczyn tektonicznych.
- rowy grzbietowe – bezodpływowe, wydłużone zagłębienia biegnące wzdłuż, ale niekiedy w
poprzek kulminacji grzbietów górskich, czasem też na ich zboczach
- zaburzenia młodych form akumulacyjnych – np. deformacje uskokowe młodych stożków
napływowych
- skarpy uskokowe – skarpa pierwotna traci swój charakter po ok. 100 latach, zaczyna się proces
obniżania skrzydła wiszącego. Porównujemy do znanych skarp
- góry blokowe – porównanie obszarów o zbliżonej budowie geologicznej, wyniosłości
bezwzględnej i klimacie.
•
Metody kartometryczne – technika szacowanie młodych ruchów pionowych oparta na
morfometrycznej analizie sieci dolin. Rysowanie goniobaz, izobaz, izolong, metoda zagęszczonych
poziomic
•
Metody geofizyczne – badania grawimetryczne
•
Metody geochemiczne i mineralogiczne – badania izotopów – geochronologia izotopowa.
•
Metody paleotermiczne pozwalają na odczytanie historii cieplnej, a więc pośrednio dynamiki
pionowej, masywów.
•
Metody teledetekcyjne – analiza zdjęć satelitarnych
Metody bezpośrednie – podstawa jest pomiar przestrzennych i niekiedy innych efektów ruchu podczas jego
trwania (odnoszą się głównie do ruchów współczesnych).
•
Metody geodezyjne – sieć reperów geodezyjnych; monitorowanie
•
Metody geofizyczne:
a) tektonofizyczna analiza ognisk trzęsień ziemi – metoda ta opiera się na porównaniu rodzaju
pierwszego impulsu fali podłużnej dobiegającej do zespołu stacji sejsmicznej. Pozwala na odtworzenie
mechanizmu ogniska.
b) zmiany parametrów pola grawitacyjnego – ruchy o naturze endogenicznej oznaczają przegrupowanie
znacznych mas
•
Metody hydrogeologiczne – gwałtowne ruchy poziomu wód gruntowych – jeśli procesy niszczące nie
nadążają za wznoszeniem, to na głębokości d bloku dźwiganego naprężenia mają niższą wartość niż w
sąsiednich blokach. Spadek naprężeń normalnych oznacza rozgęszczenie skał luźnych i możliwość
powstania spękań odprężeniowych. Musi to pociągać za sobą obniżenie lustra wód podziemnych bloku
dźwiganym i podniesienie w bloku obniżanym.
•
Metody geochemiczne – np. związane z ruchami neotektonicznymi radonu w uskokach – zmiana
chemizmu wód podziemnych i emanacje gazowe, skorelowane ze wzrostem poziomu naprężeń.
6. Klasyfikacje uskoków
1. Kryterium – kąt upadu powierzchni uskokowej:
•
Uskok pionowy α=90
0
•
Uskok nachylony 0
0
<α<90
0
•
Uskok stromy 45
0
<α<90
0
•
Uskok połogi 0
0
<α<45
0
•
Uskok poziomy =0
0
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
4
Uskoki listryczne (zmienny kąt) dzielą się na:
- uskoki nawieszone (uskoki nawieszone – przechodzące w nasunięcie) – kąt upadu powierzchni uskokowej
zwiększa się od powierzchni (bardziej stromy w głąb)
- uskoki szuflowe – kąt upadu powierzchni uskokowej zmniejsza się od powierzchni (upad maleje w głąb).
2. Kryterium – stosunek kierunku ruchu względem punktów przyuskokowych do orientacji powierzchni
uskokowej
•
Uskok zrzutowy
- uskok normalny - powierzchnia uskokowa zapada w kierunku skrzydła zrzuconego
- uskok odwrócony (inwersyjny) – powierzchnia uskokowa zapada w kierunku skrzydła wiszącego
- uskok progowy – powierzchnia uskokowa jest pionowa
•
Uskok przesuwczy
- uskok lewoprzesuwczy
- uskok prawoprzesuwczy
•
Uskoki zrzutowo-przesuwcze – najczęściej występujące
- uskok normalno-przesuwczy
- uskok inwersyjno-przesuwczy
- uskok progowo-przesuwczy
3. Kryterium – tor ruchu względnego punktów przyuskokowych:
•
Uskok translacyjny – tor prostoliniowy lub linia łamana
•
Uskok rotacyjny – tor jest łukiem
- uskok zawiasowy – ten sam tor ruchu
- uskok nożycowy – przeciwne tory ruchu
4. Kryterium – stosunek zwrotu ruchu uskokowego do nachylenia warstw
•
Uskoki antytetyczne – oddziaływanie uskoków zmniejsza hipsometryczny efekt nachylenia warstw
– przeciwdziała następstwom strukturalnym nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego
•
Uskoki homotetyczne – oddziaływanie uskoków zwiększa hipsometryczny efekt nachylenia warstw –
wzmacnia następstwo strukturalne nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego
5. Kryterium – stosunek biegu powierzchni uskokowej do generalnego kierunku strukturalnego
•
Uskok podłużny
•
Uskok poprzeczny
•
Uskok skośny
6. Kryterium – stosunek biegu powierzchni uskokowej do lokalnego kierunku strukturalnego:
•
Uskok wzdłuż biegu
•
Uskok wzdłuż upadu
•
Uskok diagonalny
7. Kryterium – stosunek nachylenia powierzchni uskokowej do pozornego nachylenia warstw:
•
Uskok konsekwentne
•
Uskok asekwentny
•
Uskok ławicowy – powierzchnia uskokowa równoległa do stropu i spągu danej struktury
Rysunki na wykładzie nr 3
7. Uskoki transformujące
Uskoki transformujące są szczególnym rodzajem uskoków przesuwczych, na którego obu końcach
następuje raptowne przekształcenie (transformacja) deformacji przesuwczej w inny rodzaj deformacji: tensyjną
(w osi rozrostu) albo kompresyjną (w strefie subdukcji lub kolizji). Łączy dwa centra spreadingu.
Uskoki transformujące – odgrywają ważną rolę na dnie oceanicznym. Dno oceanów jest pocięte
wielkimi uskokami transformującym, wzdłuż których następują ogromne przesunięcia poziome skorupy
ziemskiej. Nie są to jednak zwykłe uskoki przesuwcze. Uskoki te przecinają zarówno grzbiety śródoceaniczne,
jak i leżące po obu ich stronach partie dna oceanicznego. Są one w przybliżeniu prostopadłe do osi grzbietu.
W uskoku transformującym na ruch przesuwczy dwóch fragmentów skorupy ziemskiej nakłada się
rozbieżny ruch związany ze strefą akrecji.
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
5
8. Struktury kwiatowe, ich charakterystyka i geneza
Transpresja – ruch przesuwczo-zbieżny skrzydeł uskoku, kombinacja ścinania prostego i ściskania
Transtensja – ruch przesuwczo-rozbieżny skrzydeł uskoku, kombinacja ścinania prostego i rozciągania
Komplikacje strukturalne towarzyszące ruchowi przesuwczemu mogą wynikać z mechanizmu
propagacji powierzchni ścinania, zmienności upadu powierzchni uskokowej, z „niedopasowania”
poszczególnych odcinków uskoku do miejscowych pól naprężeń. W sumie, wraz z transpresyjnymi i
transtensyjnymi warunkami, wywołuje to dużą zawiłość przebiegu powierzchni ślizgowych w poprzecznych
przekrojach strefy ruchu, które to wyginają się i rozwidlają ku górze, czemu towarzyszą poślizgi zrzutowe,
zrzutowo-przesuwcze i rotacyjne oraz deformacje fałdowe. Nazywamy je strukturami kwiatowymi. Wklęsłość
pęku ku górze – struktura tulipanowa – oznacza czysty poślizg przesuwczy, wypukłość zaś – struktura palmowa
– poślizg transpresyjny lub połączony z ruchem zrzutowym.
Struktury kwiatowe:
- struktury tulipanowe – powstają w warunkach transtensji czyli przemieszczania i rozciągania (uskoki
listryczne i typu szuflowego)
- struktury palmowe – powstają w warunkach transpresji czyli przesuwania i ściskania
9. Klasyfikacja fałdów rysunki wykład nr 2
Fałd – każde wygięcie warstw niekoniecznie pochodzenia tektonicznego. Gdy stratygrafia utworów nie
jest znana: antyforma (wygięta ku górze); synforma (wklęsła ku górze). Gdy stratygrafia jest znana: antyklina
(forma fałdu zawierająca w jądrze utwory starsze); synklina (forma fałdu zawierające w jądrze utwory
młodsze).
Klasyfikacja kinematyczna
1. Kryterium – położenie powierzchni osiowych i skrzydeł oraz ogólna pozycja form fałdowych:
•
Fałd stojący – powierzchnia osiowa jest pionowa a skrzydła zapadają w przeciwnym kierunku
•
Fałd pochylony – skrzydła zapadają w przeciwnym kierunku, albo jedno skrzydło jest pionowe a
drugie zapada normalnie i powierzchnia osiowa jest nachylona. Fałd wykazuje wergencję.
•
Fałd obalony – oba skrzydła zapadają w tym samym kierunku, powierzchnia osiowa jest nachylona
•
Fałd leżący – skrzydła są nachylone, powierzchnia osiowa jest pozioma
•
Fałd przewalony – fałszywa antyklina, która jest synkliną, oraz fałszywa synklina, która jest
antykliną
2. Kryterium – symetria wewnętrzna (skrzydła symetryczne wzgl. powierzchni osiowej):
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
6
•
Fałdy symetryczne
•
Fałdy asymetryczne
Klasyfikacja morfologiczna
1. Kryterium – kształt fałdów w przekroju (opisowa klasyfikacja); szerokopromienne i
wąskopromienne (grzebieniowate, zębate, paraboliczne, hiperboliczne, półkoliste, skrzynkowe,
kuferkowe, wachlarzowe)
Promień fałdu – odległość pomiędzy powierzchniami osiowymi sąsiadujących antykliny i synkliny
2. Kryterium – kąt zbieżności (kąt dwuścienny miedzy płaszczyznami reprezentującymi średnie
położenie skrzydeł fałdu):
• Fałd normalny Δ>0
• Fałd izoklinalny Δ=0
• Fałd wachlarzowy Δ<0
3. Kryterium – stosunek wysokości fałdu do jego promienia
• Fałd szerokopromienny
• Fałd wąskopromienny
• Fałd średniopromienny
4. Kryterium – kształt fałdów na planie (mapie)
• Antykliny i synkliny linijne (fałdy linijne)
• Brachyantykliny i brachysynkliny (brachyfałdy)
• Kopuły (forma antykliny) i niecki (forma synkliny)
Klasyfikacja strukturalna
1. Kryterium – wzajemny stosunek ławic
•
Fałd koncentryczny
•
Fałd symilarny
•
Fałd dysharmonijny
10. Mechanizmy fałdowania i ich charakterystyka
Skała jest sprężysta – górna warstwa będzie cieńsza, dolna będzie grubnąć
Skała jest krucha – powstają mini uskoki
Ośrodek częściowo kruchy, częściowo plastyczny
Mechanizmy fałdowania: (wyk 2)
- zginanie
- ścinanie
- płynięcie
Fałdowanie ze zginania:
•
Polega na przemieszczaniu masy skalnej wzdłuż powierzchni miedzy ławicowej 24
•
Ławice zachowują mniej więcej stałą miąższość, czego efektem jest powstawanie struktur
koncentrycznych (przy dużym zrównoważeniu litologicznym kompleksu i znacznym udziale ławic
grubszych), bądź symilarnych (w monotonnie wykształconych i gęsto uławiconych kompleksach), w
których zmiany miąższości ograniczają się do przegubów.
•
Występują odspojenia przegubowe – może tu nastąpić wykształcenie się złóż 25
•
Tworzą się żyły siodłowe (często o wartości złożowej) 27
•
Powstają fałdy harmonijkowe będące efektem „przełamania” fałdu w części osiowej 28
•
Powstają uskoki epiantyklinalne (w dużych strukturach) 28
•
Występują wachlarzowo- lub radialno-koncentryczne pola naprężeń 29
•
Mogą występować zjawiska posuwu fałdowego, kliważu spękaniowego i budinażu
Zjawisko pokawałkowania ławicy – budinaż 32;35
•
Mogą tworzyć się fałdki ciągnione i fałdy pasożytnicze (fałdy podrzędne, dysharmonijne,
obejmujące ławice mniej podatne od ławic sąsiednich) 30; 35
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
7
Fałdowanie ze ścinania
•
Polega na przemieszczaniu masy skalnej wzdłuż powierzchni przecinających uławicenie,
równoległych do powierzchni osiowej fałdu
•
Występuje tzw. fałdowanie kliważowe (deformacje translacyjne przechodzące w ciągły sposób do
mechanizmu płynięcia plastycznego, uporządkowanego w sposób laminarny w płaszczyznach
kliważu)
•
Występuje wzrost smukłości fałdów w wyniku ich przemieszczania wzdłuż powierzchni poślizgu
•
Ma miejsce zróżnicowanie miąższości na przegubach (wzrost) i w skrzydłach (spadek)
•
Może występować zróżnicowanie miąższości ławic w skrzydłach stromych (wzrost) i połogich
(spadek).
Fałdowanie z płynięcia
•
Fałdy powstałe w ten sposób cechują znaczne zgrubienia na przegubach i ścienienia na skrzydłach
•
Jest głównym mechanizmem rozwoju diapiryzmu
Odwrócenie gęstości – niestateczne warstwowanie gęstościowe jest podstawą powstawania fałdów z płynięcia.
Struktura staje się typowo dysharmonijna z wysokim stopniem nieregularności. Tworzą się głównie w ramach
nadrzędnego procesu tektonicznego narzucającego im określoną regularność.
11. Przyczyny fałdowania i ich charakterystyka (wyk 2 slajd 44)
Przyczyny fałdowania:
•
Proste ściskanie – jest to synonim ściskania poziomego, zwanego kompresją tangencjalną. Najczęstsze
ułożenie warstw jest poziome lub do niego zbliżone. Występuje ściskanie podłużne, które odpowiada
wybroczeniu. Rezultatem takiego fałdowania jest zbiór fałdów o osiach prostopadłych do osi ściskania
(fałdy stojące) (str. 45).
•
Para sił w płaszczyźnie pionowej – fałdy asymetryczne, pochylone, obalone, gdyż postęp transportu
tektonicznego powoduje rotacje fałdów (fałdy o jednolitej zgodnej z jej zwrotem wergencji). (str. 45)
•
Para sił w płaszczyźnie poziomej (46) oddziaływanie skupione lub rozproszone. Działanie rozproszone
(fałdowanie kulisowe) występuje na obszarze zawartym miedzy sąsiednimi uskokami przesuwczymi o
tym samym zwrocie ruchu, w wysokim nakładzie wgłębnego uskoku przesuwczego, albo w wyniku
ogólnego mimośrodkowego ściskania poziomego.
•
Ruchy pionowe i strome (47 – 49) kompleks ulega spękaniu, następują ruchy w płaszczyźnie pionowej.
Zginanie poprzeczne poziomo leżącej pokrywy pod działaniem lokalnej siły pionowej (wznoszenie się
lub obniżanie bloków uskokowych w podłożu). Ruch w podłożu powodujący fałdowanie pokrywy to:
bloki uskokowe, wznoszące się ciała magmowe, wysady solne, wyciskane masy ilaste, ubytek masy w
podłożu, procesy krasowe, subrozja (?), stylolityzacja, kompakcja itp.
•
Specjalne przyczyny fałdowania (ześlizg i spływanie grawitacyjne 52;53, zaburzenia niestatecznego
rozkładu gęstości 51, kompakcja grawitacyjna, wzrost objętości skał, glacitektonika)
•
Kompakcja – zmniejszenie się objętości osadu pod obciążeniem młodszego osadu: 55
- fizyczna = mechaniczna – zachodzi do momentu zakończenia lityfikacji
- chemiczna – rozpuszczanie związane ze ściskaniem w procesie diagenezy
•
powstawanie dupleksów kontrakcyjnych
Fałdowanie na skutek kontrakcyjnego dupleksowania
Mechanizm tworzenia się płaszczowin
•
Glacitektonika – oddziaływanie lądolodu, lodowca
Są to fałdy głównie z płynięcia, grube przeguby i wąskie skrzydła.
Fałdy mogą powstawać na skutek działalności antropogenicznej.
12. Mechanizmy powstawania nasunięć
•
Poprzez odkłucie – odspojenie i przesunięcie wzdłuż granicy warstw o różnych własnościach
mechanicznych. Najczęściej jest to ścięcie typu podatnego wzdłuż powierzchni predysponowanej
litologicznie, płynięcie plastyczne lub kataklastyczne. Najczęstszy sposób powstawania struktur
nasunięciowych (szariażowych) => tworzą się dupleksy (wyk 4 slajd 10).
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
8
•
Przez ścięcie („czyste” – ukośne do warstw) 12;13.
•
Przez przefałdowanie (sfałdowanie) – połączone z odkłuciem w śródfałdziu 15.
•
Płaszczowiny grawitacyjne – mogą nastąpić na drodze diwertykulacji. Poszczególne pakiety warstw
kolejno odłączają się i ześlizgują na siebie w kolejności odwrotnej do sedymentacji. Każdy z nich
stanowi odrębną płaszczowinę, w której następstwo warstw jest normalne. 17;19;20.
13. Budowa wewnętrzna płaszczowin
Jeżeli proces nasuwania objął pokrywę o regionalnych rozmiarach, przemieszczaną poziomo na kilka km to
mówimy o płaszczowinie. Jej ciało stanowi allochton, który w stosunku do nieprzemieszczonego podłoża –
autochtonu – cechuje odmienność facjalna. Między allochtonem i autochtonem występuje parautochton (masy
skalne trochę przemieszczone, zachowujące związek z autochtonem). Płaszczowina może być oderwana
tektonicznie od strefy, od której rozpoczął się jej transport (korzeń płaszczowiny). Odsłonięte warstwy starsze
to okno tektoniczne, a ostaniec masy allochtonicznej to czapka tektoniczna. Rozwidlenia czołowej partii
płaszczowiny to dygitacje, a sięgające głębiej samodzielne elementy to płaszczowiny cząstkowe (wyk 4 slajd 2)
1) Warstwowe wybitnie płaskie i nie zaburzone – powstają gdy czoło wędrującej płaszczowiny nie
napotyka masywu oporowego lub gdy może z niego łatwo spełznąć (czyli kompresja przestrzenna nasunięcia
odbywa się wyjściu allochtonu na powierzchnię terenu) np. Kaledonidy w Szwecji. (wyk 4 slajd 23)
2) Struktury imbrykacyjne powstają z szeregu uskoków inwersyjnych i nasunięć tworzących
regularnie ułożone łuski. Uskoki ograniczające łuski są zawsze listryczne, wgłębne ku górze, łącząc się ku
dołowi w jedną główną powierzchnię nasunięcia. Imbrykacje są wyrazem kompensacji przestrzennej
nasunięcia. (wyk 4 slajd 25-30) dupleksowanie
3) Budowa skibowa – szereg złuskowanych fałdów obalonych, niekiedy izoklinalnych o znacznej
rozciągłości. Skiby powstają przez odkłucia w skrzydłach brzusznych obalonych antyklin. (połączone często
wytłaczaniem tego skrzydła lub nawet całej stykającej się z nim synkliny). Skiby opisano z Karpat
Wschodnich, ale ten sam typ budowy można spotkać gdzie indziej np. w Sudetach. (wyk 4 slajd 32-34)
4) Zafałdowania powierzchni nasunięć występujących np. wskutek lokalnego spiętrzenia, a nawet
diapirowego wyciskania podłoża, które dzięki temu może odsłonić się w oknie tektonicznym. Taka jest geneza
licznych okien tektonicznych płaszczowiny podśląskiej, umiejscowionych nasunięciami płaszczowiny
magurskiej i śląskiej koło Myślenic.
14. Przekrój geologiczny oraz rekonstrukcja palinspastyczna Kraków – Zakopane
Przektrój palinspastyczny geosynkliny Karpat w późnej kredzie na wysokości Krakowa
Palinspastyczna rekonstrukcja, geol. metoda stosowana w kartografii geol. do przedstawiania
obszarów o budowie fałdowej i płaszczowinowej, polegająca na „rozprostowaniu” fałdów i na cofnięciu
płaszczowin na miejsca, gdzie znajdują się ich korzenie; pozwala na poznanie pierwotnej szerokości basenu
sedymentacyjnego, z którego osadów powstało późniejsze pasmo górskie.
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
9
Zgeneralizowany przekrój geologiczny Kraków-Zakopane
WM – Wał Metakarpacki, ZPK – Zapadlisko Przedkrapackie, ZŚP – Zapadlisko Śródgórskie Podhala,
PT – Płaszczowiny Tatr (nierozdzielone), P
p
S – Płaszcczowina Podśląska, PS – płaszczowina śląska,
P
p
M – płaszczowina Przedmagurska, PM – płaszczowina Magurska.
15. Olistolity, olistostromy, porwaki tektoniczne - charakterystyka, przykłady
Olistolit – masa skalna przemieszczona przez osuwisko podwodne lub na skutek samodzielnego
ześlizgnięcia się po skłonie basenu sedymentacyjnego. Genezę większości nasunięć tłumaczy hipoteza
tektoniczna – kompresyjna – zakładając powstanie płaszczowin pod wpływem jednostronnego nacisku
poziomego. Istnieją liczne przykłady nasunięć na drodze ześlizgu grawitacyjnego wzdłuż łagodnie nachylonych
powierzchni. Mniejsze z przemieszczonych w ten sposób ciał skalnych (do 4 m średnicy) nazywamy
olistolitami (blokami ześlizgowymi) (slajd 41), większe zaś płaszczowinami grawitacyjnymi (slajd 39).
Warstwa zbudowana z bloków o średnicy do 4m nosi nazwę olistostromy. Powstaje ona w wyniku osuwania
się olistolitów z krawędzi basenu, którą sukcesywnie budowały płaszczowiny. Może powstać też spływ silniej
rozdrobnionego materiału (slajd 40) (Sycylia). Klasyczne olistolity występują w osadach morskich, ale mogą
powstawać również na lądzie (slajd 42)
Porwaki tektoniczne – fragmenty skały, oderwane od masywu macierzystego i przemieszczone do
innego środowiska, w wyniku ruchów tektonicznych (szczególnie w wyniku nasuwania płaszczowin). W
przypadku większych rozmiarów, mogą przybierać formę łuski tektonicznej. Najczęściej porwaki tektoniczne
występują w formacjach skalnych utworzonych w wyniku skomplikowanych deformacji tektonicznych
(fałdowań). Z tego względu porwakami tektonicznymi są fragmenty różnych skał w skałach osadowych,
niekiedy w skałach metamorficznych (słabego metamorfizmu).
16. Pojęcie i teoria halokinezy
Halokineza – autonomiczne powstawanie struktur solnych powodowane podziemnym płynięciem soli
w wyniku jej uplastycznienia przez działanie temperatury i ciężaru nadkładu, gdy ciężar ten jest obocznie
zróżnicowany.
Teoria: Kompleks grubych pokładów soli zalega pod nadkładem ~2000 m, w warunkach wysokich
ciśnień (~400 atm.), podwyższonej temperatury w stanie tzw. Utajonej plastyczności i potencjalnej mobilności
Jeżeli powierzchnia stropowa kompleksu kompleksu solnego ulegnie w pewnym obszarze wysklepieniu to
powstanie wektor siły skierowany ku górze. Następuje przepływ masy solnej ze strefy o większym ciśnieniu w
kierunku strefy o mniejszym ciśnieniu. W ten sposób tworzą się wały solne przemieszczające się z biegiem
czasu w określonym kierunku. Wysady solne wykorzystują najsłabsze miejsca w nadkładzie.
Krytyczna głębokość uruchomienia soli:
- głębokość do stropu serii solnej, czyli grubość nadkładu konieczna, aby pod wpływem różnicy ciśnienia
litostatycznego sól zaczęła bocznie płynąć. Głębokość ta jest zróżnicowana, waha się od 300 do 500 m i zależy
od:
- sumarycznej miąższości soli
- litologii nadkładu
- temperatury
- bodźców halokinetycznych
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
10
17. Tektonika solna zewnętrzna i wewnętrzna
Tektonika solna dzieli się na zewnętrzną i wewnętrzną. Jest ona odmienna od innych skał osadowych ze
względu na: ciężar objętościowy ~ 2,1-2,2 G/cm
3
, podatność na odkształcenia plastyczne i rozpuszczalność.
Tektonika zewnętrzna – określa stosunek złóż soli do skał otaczających.
Złoża zalegające zgodnie: pokłady, soczewki, antykliny, synkliny, kopuły i niecki.
Złoża zalegające niezgodnie: intruzje szczelinowe, złoża bezkorzeniowe, lodowce solne, diapirowe fałdy
solne, właściwe wysady solne.
Tektonika wewnętrzna – jest tektoniką wyższego rzędu. Powstaje przy niewielkich naprężeniach
tektonicznych w wyniku:
- podatności soli na plastyczne odkształcenie i translokację.
- kontrastowego zachowania się poszczególnych warstw soli wobec osłony utworów złoża.
Do typowych zjawisk solnej tektoniki wewnętrznej należą:
- odkłucia na załamaniu ławic soli,
- zgrubienia na przegubach fałdów,
- plastyczne opływanie przez sól bloków skał sztywnych,
- wysoka amplituda w stosunku do szerokości fałdu,
- tworzenie się fałdów biegunowych (kulisowych), których osie podłużne przebiegają stromo.
Maksymalna wysokość diapirów solnych 22 km, w Polsce ok. 4,5 km.
18. Tektonika złóż soli na Niżu Polskim i w Zapadlisku Przedkarpackim
Na Niżu Polskim (mapka str. 44, wykład 5): Istnieją wysady solne, które całkowicie przebijają się
przez mezozoik (bardzo niewielkie obszary), słupy solne częściowo przebijające się przez mezozoik (już troszkę
więcej powierzchni), poduszki i wały solne nie przebijające się przez mezozoik, oraz strefy całkowitego lub
częściowego wyciśnięcia soli (powierzchniowo dość duże obszary).
W Zapadlisku Przedkarpackim: występują deformacje tektoniczne ze znacznym udziałem soli
(mioceńska formacja solonośna, sfałdowana u czoła nasunięć karpackich) – seria solna nasunięta na flisz
karpacki od strony południowej, natomiast od strony północnej warstwy grabowieckie leżą na warstwach
Chodenickich, które przykrywają serię solną autochtoniczną (str. 47-48 wykład 5).
Fałdy Bochni i Zborni – Jądra fałdów są utworzone z utworów fliszowych, natomiast skrzydła są zbudowane z
dolnobadeńskiej formacji skawińskiej oraz górnobadeńskich utworów solnych formacji wielickiej i warstw
chodenickich. Przy końcu ottnangu przed czołem aktywnej pryzmy akrecyjnej uformował się fleksuralny basen
przedgórski, usytuowany na styku pryzmy akrecyjnej i płyty przedpola. Początkowo w basenie tym osadzały
się gruboklastyczne osady lądowe i płytkomorskie, a od miocenu środkowego dominowała sedymentacja
morska. Siłą sprawczą subsydencji tektonicznej w zapadlisku przedkarpackim było obciążenie
przemieszczającymi się ku północy płaszczowinami karpackimi oraz ugięcie związane z procesami
subdukcyjnymi. We wczesnym-środkowym miocenie w miarę przesuwania się orogenu karpackiego zaznacza
się stopniowy wzrost subsydencji.
19. Tektonika złoża soli w Wieliczce
Złoże soli kamiennej stanowi niewielki wycinek osadów morskiego miocenu wypełniających zapadlisko
przedkarpackie i posiada ścisły związek genetyczny z budową geologiczną tego rejonu. Powstało przed 15 mln
lat w wyniku sedymentacji osadów w morzu mioceńskim, a następnie uformowane zostało tektonicznymi
ruchami górotwórczymi Karpat zachodzącymi z południa na północ. Profil litostratygraficzny złoża i jego
otoczenia obejmuje utwory mezozoiczne (jurajskie i kredowe) oraz kenozoiczne (paleogeńskie, neogeńskie i
czwartorzędowe).
Utwory jurajskie (wapienie skaliste) stanowią podłoże osadów mioceńskich. Na obszarze górniczym kopalni w
Wieliczce występują one na głębokości około 760 m. Utwory te zapadają schodkowo (skoki) w kierunku
południowo-wschodnim.
Fliszowe utwory kredowo-paleoceńskie występują w nasunięciu karpackim, którego linia brzegowa przebiega
mniej więcej równoleżnikowo przez południową część Wieliczki. Czoło nasunięcia karpackiego zbudowane
jest z 2 jednostek tektonicznych:
•
płaszczowiny śląskiej (głównie piaskowce i łupki)
•
płaszczowiny podśląskiej (głównie pstre margle)
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
11
Osady trzeciorzędowe reprezentowane są głównie przez utwory wieku mioceńskiego. Charakteryzują się dużą
zmiennością litologiczną, a w rejonie złoża również bardzo skomplikowaną tektoniką. W skład tych osadów
wchodzą następujące warstwy:
•
skawińskie (podsolne) – głównie iłowce margliste z wkładkami mułowców i piaskowców,
•
warstwy ewaporatów siarczanowych i chlorkowych – osady mułowcowo-iłowcowe ze skupieniami
anhydrytu, gipsu i soli kamiennej,
•
chodenickie (nadsolne) - głównie iłowce i mułowce, miejscami zapiaszczone i przeławicone warstwami
kruchych piaskowców,
•
grabowieckie – szare iły i piaski zwane lokalnie boguckimi.
Utwory czwartorzędowe to głównie gliny i osady pylaste z wkładkami piasków, żwirów i rumoszu skał
fliszowych. Złoże solne zlokalizowane jest w obrębie mioceńskich warstw ewaporatów - siarczanowych i
chlorkowych. Sedymentacja tych utworów przebiegała w zmieniających się warunkach fizycznych zbiornika
morskiego zlokalizowanego przy brzegu Karpat, o bardzo niestabilnym podłożu. Doprowadziło to do powstania
szeregu różnych - pod względem litologicznym – warstw solnych osadzonych naprzemianlegle z warstwami
skał płonowych (głównie iłowców i mułowców) zwierających skupienia siarczanów (anhydryt i gips).
Wydzielone w złożu pokładowym i bryłowym typy litologiczne soli kamiennej można scharakteryzować w
sposób następujący:
•
Sól najstarsza to kompleks warstw o miąższości ok. 12 m. Są to w większości sole średnioziarniste
(jedynie w stropie gruboziarniste) w spągowej części gazonośne i czyste, ku stropowi zwiększa się w
nich zawartość materiału terygenicznego (głównie kwarcu i węglanów).
•
Sole zielone pokładowe to zespół 3-5 pokładów (o miąższościach od 0,5 do 4 m) soli gruboziarnistych
poprzedzielanych warstwami (do 1,5 m) skał płonych. Sole te zanieczyszczone są znaczną ilością
siarczanów i substancją ilastą nadającą im szarozielone zabarwienie.
•
Sól szybikowa tworzy pokład o dość stałej miąższości (1,2 do 1,5 m). Jest to sól bardzo czysta o
ziarnach wielkości 0,3 – 2,5 cm, zawierająca niewielką ilość bituminów, nadających jej
charakterystyczne żółtawe zabarwienie.
•
Sól spiżowa to największy kompleks warstw solnych o miąższości ponad 30 m. W obrębie tego
kompleksu występuje tzw. Centralny przerost skał płonych o miąższości 2 – 5 m, który dzieli sól
spiżową na dwie różniące się pod względem wykształcenia części:
- Część dolna to głównie drobnoziarnista sól barwy białej, niekiedy tylko smugowata i średnioziarnista,
- Część górna to sól różnoziarnista (najczęściej drobno i średnioziarnista) o wyraźnej strukturze
wstęgowej. Przy stropie tej części znacznie wzrasta ilość materiału terygenicznego. W obrębie soli
spiżowej spotyka się tzw. "sól trzaskającą" zawierającą uwięzione skupienia gazu wyzwalającego się
podczas jej rozpuszczania.
•
Sól zielona bryłowa występuje w dwóch głównych odmianach jako:
- Typowa sól zielona bryłowa, wyraźnie laminowana (ciemne i jasne laminy) o strukturze drobno i
gruboziarnistej, materiał nierozpuszczalny koncentruje się tu niemal wyłącznie w przestrzeniach
międzyziarnowych; ziarna halitu charakteryzują się dużą czystością, jedynie w dużych ziarnach
obserwuje się niewielkie zanieczyszczenia nierozpuszczalną substancją mineralną i bitumiczną, a także
inkluzjami ciekło-gazowymi.
- Wielkoziarnista ("witrażowa") sól zielona bryłowa. Jest to sól gruboziarnista, przy czym substancja
nierozpuszczalna występuje tu zarówno i w ziarnach halitu jak i pomiędzy nimi. Ilość materiału
nierozpuszczalnego w solach witrażowych jest na ogół znacznie większa niż w solach typowych.
Warstwy te poddawane były następnie, wraz z otaczającymi je warstwami nad- i podsolnymi, procesom
tektonicznym związanym z formowaniem się górotworu karpackiego. Konsekwencją tych procesów jest
skomplikowana budowa tektoniczna złoża (a także otaczających go warstw) oraz jego wyraźna dwudzielność.
Złoże w Wieliczce.
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
12
20. Porównanie zjawisk tektonicznych i glacitektonicznych
Glacitektonika – deformacje podłoża i bezpośredniego przedpola lodowca (w tym także osadów lodowcowych
i wodnolodowcowych) spowodowane naciskiem lodu lodowcowego i/lub jego tarciem o podłoże.
TEKTONIKA
GLACITEKTONIKA
Pochodzenie naprężeń
Procesy endogeniczne
Nacisk lodowca
Intensywność zjawisk
Maleje ku górze
Rośnie ku górze
Zasięg deformacji
Setki km
Max. 200- 300m
Występowanie
Bez ograniczeń
Strefy zlodowaceń
Osady deformowane
Osady starsze, w Polsce wyjątkowo
czwartorzędowe.
Głównie osady czwartorzędowe
Przynależność glacitektoniki do zjawisk tektonicznych może budzić zastrzeżenia, gdyż czynnik zaburzeń ma
naturę egzodynamiczną. Jednak sam mechanizm procesów ma dużo wspólnego z niektórymi deformacjami
endogenicznymi, zaś wiele struktur glacitektonicznych nie różni się niczym istotnym od odpowiednich
wytworów tektoniki klasycznej.
21. Klasyfikacja zaburzeń glacitektonicznych
Stan podłoża
Dominujące siły
Pionowe
Poziome
Zamarznięte lub skalne
Wgniatanie (izostazja)
Ścinanie (powstawanie kier lodowcowych)
Plastyczne
Wyciskanie podłoża
Fałdy, łuski, uskoki
Struktury glacitektoniczne odznaczają się różnorodnością form, można jednak wyodrębnić te właściwości
strukturalne, które są częste, a zarazem szczególnie wymowne pod względem interpretacji genetycznej:
1) Większość deformacji glacitektonicznych ma charakter klasycznych struktur tektonicznych (fałdy, łuski,
uskoki, diapiry itp.) dotyczy to zaburzeń na terenach pokrytych przez deformujący lądolód, jak i tych
skoncentrowanych u jego czoła i przez nie nieprzekroczonych np. moreny spiętrzone
2) Najpowszechniejsze struktury glacitektoniczne: łuski, uskoki odwrócone, fałdy, są strukturami
kontrakcyjnymi czyli produktami skrócenia w płaszczyźnie poziomej lub słabo nachylonej. Znane są
struktury ekstensywne (z poszerzania), ale tylko lokalnie.
3) Styl struktur glacitektonicznych bywa zmienny: sąsiadują ze sobą formy zaburzeń ciągłych i
nieciągłych, często bez wyraźnego uwarunkowania litologicznego (np. uskoki w utworach luźnych)
4) Pod względem rozmieszczenia w przestrzeni, zachowanie się struktur glacitektonicznych też jest
niejednakowe: niektóre deformacje zwłaszcza głębokie, przywiązane są do wąskich stref, inne
występują seryjnie
5) Sąsiadujące ze sobą fałdy, łuski i nasunięcia są wzajemnie równoległe, a jeśli mają na znacznej
przestrzeni przebieg mniej więcej prostoliniowy, to rozciągłość ich jest zgodna z miejscowym
kierunkiem krawędzi lądolodu, któremu przypisuje się ich utworzenie. Przejawia się to określoną
wergencją.
6) Zasięg wgłębny jest wyznaczony przez powierzchnię odkucia, której niekiedy towarzyszy kontakt
dysharmonijny. Bywają również deformacje np. typu diapirowego
Przejawami glacitektoniki nie są:
- zjawiska peryglacjalne,
- procesy zaburzające osad w strefach cofającego się kontaktu lodowego (np. w kemach),
- zapadanie się nadkładu pogrzebanych, topniejących brył martwego lodu,
- niektóre procesy depozycji glin.
22. Koncepcje glacitektoniczne i ich charakterystyka
1) Koncepcje dynamiki frontalnej – wywodzą się z najwcześniejszego wyobrażenia mechanicznej akcji
lodowca jako pracy spychacza, spiętrzającego frontalne utwory podłoża i produkty własnej akumulacji
marginalnej. Słabości takiego podejścia to m.in.:
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
13
a) najpowszechniejsze struktury glacitektoniczne są następstwem skrócenia w płaszczyźnie poziomej, to
do ich powstania niezbędne jest mniej więcej poziome zorientowanie osi największych naprężeń
normalnych i pionowa pozycja osi naprężeń najmniejszych, a taki układ naprężeń może wystąpić w
strefie proglacjalnej tylko do głębokości nie różniących się wiele od poziomu stopy lodowca wraz z
przymarzniętymi osadami. Dzieje się tak dlatego, że poniżej owego poziomu transmitowanie impulsów
dynamicznych dokonuje się za sprawą naprężeń ścinających (u podstawy lodowca), te zaś są
proporcjonalne do naprężenia normalnego.
b) Jeśli natomiast w strefie czołowej lądolód jest przymarznięty do podłoża, to ślizg denny powinien
ustąpić miejsca płynięciu wewnętrznemu
c) W strefie dużego gradientu obciążenia statycznego, a w ieć brzegu lądolodu typu „wysokie czoło”,
należy liczyć się z obecnością skręconych naprężeń statycznych (?)
d) Z powyższych ograniczeń wynika, że strefa dynamicznych struktur kontrakcyjnych ograniczać się musi
w zasadzie do przedpola, a to oznacza, że dalszy marsz lodowca musi zniszczyć wszystkie wcześniej
utworzone struktury.
e) Uzupełnienie koncepcji pchnięcia frontalnego buforem w postaci osadów przymarzniętych do stopy
lądolodu i wleczonych wraz z nim ułatwia wyjaśnienie głębokiego obszaru zaburzeń.
f) Pomocą w interpretowaniu glacitektoniki może być model tektoniki naskórkowej, związanej z
tworzeniem się dupleksów, jednak podlegałby on takim samym ograniczeniom. A gdyby powstał przed
czołem lodu dzięki pchnięciu frontalnemu i rozległemu odkuciu warstwy zmarzlinowej, musiałaby
wystąpić duża przewaga intensywności deformacji w skrajnych strukturach.
Mechanizm dynamiki frontalnej nie może wyjaśniać genezy rozbudowanych zespołów makrostruktur
seryjnych. Niewątpliwie jednak może on być przyczyną niewielkich wiązek struktur na granicy zasięgu
lądolodu lub jego oscylacji recesyjnych.
2) Koncepcje statyki frontalnej – nieuchronne jest działanie obydwu czynników (czynnika ruchu i ciężaru
lodu). Przeważa tu przekonanie, że strefa tak pojętych zaburzeń statycznych jest zlokalizowana w pasie
czołowym i tuz przed czołem, gdyż za źródło energii dla omawianego mechanizmu uważa się duże różnice
obciążenia pionowego występujące w tym rejonie. Forma depresyjna plus „zrodzona z niej” forma
elewacyjna zyskały nazwę glacjotektonopary (wyk. 6 slajdy 20-21). Głębokie struktury wklęsłe (depresje
glacitektoniczne) sprzężone z towarzyszącymi im w kierunku dystalnym (jeżeli się zachowały) morenami
wyciśnięcia – miejscem akumulacji materiału wyciśniętego z depresji. Angielski termin source depresion
(depresja źródłowa) odzwierciedla przekonanie, że depresje są miejscem pochodzenia materiału, z którego
zbudowane są sąsiednie struktury elewacyjne. Teoria Lamparskiego: wydłużone depresje i elewacje w
podłożu czwartorzędu byłyby utworzone przez wyparcie plastycznych osadów trzeciorzędowych
(właściwie – paleogenu i neogenu) z depresji ku elewacjom pod ciężarem wąskich lobów lodowcowych, a
później pod naciskiem wypełnień osadowych; formy te rozwijały się wzdłuż zasadniczego kierunku
transgresji lądolodu. Niedoskonałości tej koncepcji to:
a) Jeżeli materiał pod czołem lądolodu jest luźny, to należy się spodziewać jego lekko plastycznego
wyciskania en masse (?) na przedpole, nie jest to jednak równoznaczne z tworzeniem się regularnych
struktur (fałdów, łusek).
b) Seryjnie łuski naśladujące wklęsłe powierzchnie poślizgu są prawdopodobne w podłożu zamarzniętym,
ale nie przy amplitudzie kilkanaście-kilkadziesiąt metrów przy obciążeniu statycznym rzędu kilkunastu-
kilkudziesięciu MPa jest niewystarczające do tak rozległego ścinania w obrębie litej zmarzliny.
c) Kłopotliwe jest wyjaśnienie powstania seryjnych fałdów
d) Przyrost obciążenia wskutek nasunięcia się czaszy lodowej niewątpliwie może pobudzić procesy
diapiryzmu osadów zawodnionych, ilastych itp. Nie jest to jednak równoznaczne z tworzeniem
regularnych, seryjnych fałdów.
3) Koncepcje deformacji subglacjalnych – należy zwrócić uwagę na znaczenie zmian w dynamice
wewnętrznej lądolodu zachodzącej na pograniczu strefy alimentacyjnej i ablacyjnej. Istotną rolę w
deformacjach subglacjalnych mogłaby spełnić wieloletnia zmarzlina, wyklinowująca się w miarę
zagłębiania pod lądolód i ryglująca strefę zaburzeń od czoła (mechanizm „zdrapywania”). Jednak te strefy
musiałyby składać się z fałdów izoklinalnych lub izoklinalnej imbrykacji łuskowej.
Pogląd o subglacjalnej genezie wielkoskalowych zaburzeń glacitektonicznych reprezentuje przede
wszystkim Brodzikowski (wyk. 6 slajdy 23-25). Różnorodność współczynników deformacji
(glacjologicznych, klimatycznych, hydrogeologicznych i in.) predestynuje tzw. strefę przejściową (okolice
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
14
linii równowagi miedzy strefą ablacyjną a centralnym polem lądolodu) do wywołania w podłożu
intensywnych zaburzeń. (zlodowacenie subglacjalne – między strefą ablacji, a centralnym polem lądolodu-
do powstania deformacji nie jest potrzebny ruch czoła lodowca, na załamaniach morfologicznych tworzą się
zaburzenia subglacjalne.)
4) Koncepcja glacitektoniki dolinnej – szczególna koncentracja procesów deformacyjnych występuje w
strefach pradolinnych, poprzecznych względem osi ruchu lądolodu. Następowało tam wyciskanie przez
czoło lodowca silnie zawodnionych aluwiów zapełniających pradolinę, z pewnym udziałem materiału z obu
krawędzi (również infiltrowanego przez wody dolinne), ku proglacjalnemu obrzeżeniu. Również w obrębie
pradoliny aluwia ulegały sfałdowaniu, jeśli zaś ich górna warstwa była zamarznięta, na tym miejscu
rozwijał się poziom złuskowania. Teoria ta nie budzi sprzeciwów pod względem mechanicznym.
Mechanizmu tego nie można odnieść do: rozległych stref deformacyjnych, które są ścięte poziomą
powierzchnią dyskordancji i przykryte osadami lądolodu zaburzającego; stref deformacyjnych wgłębi
obszarów międzydolinnych; mechanizm ten powinien prowadzić do wysokiego udziału aluwiów w
kompleksach zaburzonych, co nie zawsze ma miejsce. (wyk. 6 slajd 27).
5) Koncepcje glacitektoniki krawędziowej – dwa symetrycznie przeciwstawne szeregi łusek, fałdów itp. o
wergencji zwróconej na zewnątrz od osi doliny, utworzone w pasach przyległych do obu krawędzi przez
loby nasuwające się, w przybliżeniu, wzdłuż jej przebiegu. (masa lądolodu wlewając się w dolinę
deformuje jej krawędzie) (wyk 6 slajd 30).
6) Koncepcja hydroglacitektoniki – woda występuje nie tylko jako czynnik uplastyczniający lub ułatwionego
odkucia osadów, ale także jako samodzielny czynnik strukturotwórczy, który może działać na dalekim
przedpolu lądolodu dzięki fali wysokich ciśnień porowych przenoszących się pod warstwą zmarzliny i
zdolnej do tworzenia przebić hydraulicznych tam, gdzie warstwa ta cienieje albo jest nadwątlona przez
zwiększony strumień ciepła geotermalnego (np. strefy dyslokacji w podłożu). Efekty mechaniczne akcji
przemieszczających się wód mogą być wspomagane przez korozję termiczną zmarzliny i procesy krasowe
w skałach węglanowych i solnych. Teoria ta uwalnia deformacje od uwarunkowań paleogeograficznych,
wyjaśnia współistnienie deformacji ciągłych i nieciągłych (wpływ wody na różne osady o różnym stopniu
zamarznięcia i w urozmaiconym polu przepływów hydraulicznych), harmonizuje z obfitością przejawów
diapiryzmu w strukturach glacitektonicznych i In. (wyk 6 slajd 32).
7) Koncepcja statyczno-kinetyczna - podstawowe znaczenie ma mechanizm ścinania cylindrycznego, za
deformacje odpowiada statyka, czyli obciążenie podłoża. Możliwość znacznego udziału reakcji sprężysto-
lepkich i sprężystych stwarza zjawisko ścinania wzdłuż wklęsłej cylindrycznej powierzchni pod działaniem
obciążenia pionowego, które to zjawisko będziemy nazywać zjawiskiem ścinania cylindrycznego.
Cylindryczne powierzchnie poślizgu, rodzące się w podłożu strefy czołowej lądolodu, napotykając przy
swej propagacji w głąb powierzchnie anizotropii, muszą ulegać refrakcji ku położeniom coraz bardziej
połogim, aż do prawdopodobnego zlania się z jedną z tych powierzchni. Ścinanie skierowane w głąb
przerodzi się więc w poślizg poziomy, co oznacza także skrócenie (sięgające do miejsca zaniku poślizgu
albo jego wyjścia na powierzchnię) i odpowiednią możliwość sfałdowania przemieszczanej warstwy lub
pakietu. (wyk 6 slajd 34).
23. Tektonika ciał magmowych: intruzje zgodne i niezgodne
Z punktu widzenia położenia przestrzennego ciał magmowych dzielimy je na:
- głębinowe (plutoniczne) zastygające 8 – 10 km.
- subwulkaniczne (intruzywne) i żyłowe – zastygające pod powierzchnią Ziemi do 1 km głębokości.
- wulkaniczne (efuzywne – wylewne i ekstuzywne – eruptywne) zastygające na powierzchni Ziemi.
Z punktu widzenia składu mineralnego i chemicznego wyróżniamy prawie 1000 odmian. Najbardziej
podstawowy podział pozwala wydzielić skały kwaśne, obojętne, zasadowe i ultrazasadowe.
Na mapach geologicznych skały magmowe zaznaczane są bardzo jaskrawymi (intensywnymi) odcieniami
barw, najczęściej są to:
Kwaśne - czerwone, obojętne - różowe, zasadowe - ciemnozielone, ultrazasadowe - fioletowe.
Skały wulkaniczne mają najczęściej jaskrawsze odpowiedniki barw wydzieleń stratygraficznych (np. wylewy
permskie – barwy pomarańczowe) i odpowiednią szrafuję.
Przykładowe oznaczenia: granit γ, szraf. +; pegmatyt ι, szraf. kratka; ryolit λ, szraf. Iksy, v-ki i kreski;
dioryt δ, szraf. matematyczny znak „i”; dacyt ζ, szraf.
; andezyt α, szraf. matematyczny znak „lub”; gabro ν,
szraf. podwójny krzyż; diabaz β, szraf.
; bazalt β, szraf.
┌
. Lawy: ryolit szraf. pomarańczowe tło, Iksy, v-ki i
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
15
kreski; andezyt różowe tło, matematyczny znak „lub”; bazalt zielone tło
┌
. Tufy: ryolit pomarańczowo-różowe
tło, Iksy, v-ki i kreski; andezyt fioletowo-różowe tło Iksy, v-ki i kreski razem z matematycznymi znakami
„lub”; bazalt ciemnozielone tło, Iksy, v-ki i kreski razem ze znakami
┌
.
Intruzje niezgodne: przecinają płaszczyzny strukturalne, nie okazując żadnego dostosowania się do nich.
a) Dajka to intruzja o dwóch ścianach równoległych do siebie, biegnących w poprzek warstw. Ma ona
mała szerokość w stosunku do długości. Dajki mogą być dość krótkie, ale często ciągną sie kilometrami.
b) żyła kominowa jest tworzona przez intruzje o kształcie walca.
c) pień magmowy – to żyła o dużej średnicy, nawet do kilku km.
d) batolit olbrzymia intruzja o bezpośrednio nie znanym spągu i zwykle nieregularnych kształtach.
Batolity mogą posiadać różną genezę:
Batolity intruzywne: powstałe przez mechaniczne rozsunięcie skał przez magmę będącą pod ciśnieniem,
ich granice są ostre.
Batolity korozyjne: w skale b. zaznacza się duża zmienność w partiach brzeżnych, których skład
chemiczny i mineralny jest dość różny od skały występującej we wnętrzu Wytworzyły one sobie przestrzeń
przez nadłamywanie i roztapianie skał swego otoczenia (magmową korozję), które rosły w górę i na boki
kosztem skał otaczających, ich granice z otoczeniem są niewyraźne.
Batolity metasomatyczne: powstały przez przeobrażenie skał osadowych lub metamorficznych
metasomatycznym działaniem gazów i roztworów.
Intruzje zgodne: (charakteryzuje je to, że ściany intruzji są zgodne z uławiceniem lub z ułożeniem warstw)
a) Sille (żyły pokładowe) są to utwory intruzywne wciśnięte miedzy dwie ławice w ten sposób, że strop
ławicy dolnej stanowi podstawę żyły, a spąg ławicy górnej jest stropem żyły pokładowej. Sille
występują głównie blisko powierzchni, często na obszarach płytowych lub słabo pofałdowanych. W
Polsce występują w Karpatach.
b) Lakkolity – są ciałami magmowymi, występującymi w kształcie bochenków lub grzyba. Podstawa
lakkolitów jest płaska, natomiast strop jest kopułowato wygięty. Ściany lakkolitów są zgodne z
uwarstwieniem otaczających skał. Lakkolity tworzą się dość płytko – na głębokości 0.5 – 3 km od
powierzchni i występują na obszarach tektonicznie słabo zaburzonych.
c) Lopolity są formami odwrotnymi do lakkolitów, tzn. są wypukłe ku dołowi, prawdopodobnie wskutek
zapadnięcia sie stropu.
d) Fakolity są to drobne, soczewkowate, zgodne intruzje sródwarstwowe umieszczone w przegubach
fałdów, zwłaszcza siodeł
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
16
Rodzaje wulkanów w zależności od rodzaju produkcji erupcji:
1) Lawowe: wylewają prawie wyłącznie lawy i gazy, brak materiałów piroklastycznych. Najmniej
groźne wulkany:
Wulkan tarczowy: tworzy się gdy lawa jest łatwo płynna i wypływając spokojnie z krateru rozlewa się wokół
niego w postaci płaskiego wzniesienia o łagodnych stokach. Kratery tych wulkanów nie mają kształtu
lejkowatego, jak u innych wulkanów centralnych ale są to płaskie zagłębienia, wypełnione lawą, która zbiera
się w kraterze i od czasu do czasu wylewa się poza jego brzegi. Wylewają wyłącznie lawy bazaltowe.
Kopuła lawowa: gdy lawa jest lepka, nie może daleko wypłynąć poza wylot kanału i gromadzi się nad nim np.
Lassen Peak.
2) Eksplozywne: wydobywają się wyłącznie z nich materiały piroklastyczne, bomby i popioły.
Groźne wulkany, współcześnie występują na Filipinach.
3) Mieszane (stratowulkany): mają warstwowaną wewnętrzną budowę, składają się z na przemian
ułożonych law i utworów piroklastycznych. Przedstawicielem wulkanów m. jest Wezuwiusz,
Św. Helena, Kilimandżaro. Nachylenie stoku sięga ok. 30
o
, lawy i popioły wydobywają się z
centralnego krateru, ze szczelin w stokach, a często także z kraterów pasożytniczych
umieszczonych na zboczach budowli wulkanicznej, charakterystyczne dla Etny usypane są ze
szlak i popiołów i są nieraz ułożone linijnie.
Niezgodności (dyskordancje)
Niezgodność – jest to kontakt dwóch warstw zalegających pod różnym kątem lub też jest to kontakt dwóch
warstw niezgodnych wiekowo, tzn. warstwa leżąca wyżej nie jest bezpośrednio młodsza od warstwy leżącej
niżej (występuje tzw. luka stratygraficzna).
Luka stratygraficzna – jest to brak osadów (warstw) w profilu stratygraficznym, spowodowany okresową
przerwą w sedymentacji (osadzaniu sie warstw) lub erozją.
Rodzaje niezgodności:
- niezgodność kątowa - jest wtedy, gdy warstwy zostały wydźwignięte i ustawione ukośnie, a następnie
pokryte przez osady wkraczającego (transgredującego) morza.
- niezgodność erozyjna lub równoległa – mamy z nią do czynienia wtedy, gdy starsze warstwy zostały
wydźwignięte ponad poziom morza bez wyruszenia z położenia poziomego, a następnie zerodowane i
ponownie zalane przez morze. Osady starsze są wtedy oddzielone od osadów naniesionych przez morze mniej
lub więcej równą powierzchnią wytworzoną przez działanie morza.
- niezgodność przekraczająca – występuje, gdy morze stopniowo zalewa obszar, a powstające na nim młodsze
osady dochodzą do kontaktu ze starszymi osadami. Takie ułożenie warstw nazywa się przekraczającym.
- penakordancja (prawie zgodność) – polega na tym, że wkraczające morze pokryło warstwy leżące poziomo
i osadziły sie w nim nowe warstwy, które niemal zupełnie zgodnie leżą na starszych osadach.
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
17
24. Pojęcie zespołu ciosu i systemu ciosu, hipotezy powstawania spękań
Zespół ciosu – uporządkowanie geometryczne spękań ciosowych polegające na ich występowaniu w
ugrupowaniach równoległych.
System ciosu – dwa lub więcej zespołów związanych wspólną genezą (utworzonych w ramach jednego
procesu i w ten sam sposób, choć w różnych kierunkach)
System ciosu sprzężonego – system, którego zespoły składowe (tzw. Zespoły komplementarne)
powstały jednocześnie, z reguły zespoły te powstają przez ścinanie.
Cios katetalny – zespół ciosu zachowuje prostopadłość do warstw wychylonych z położenia
poziomego (spękania są odchylone od pionu o ten sam kąt, co warstwy od poziomu).
Hipotezy powstania spękań
Geneza spękań zależy od środowiska geologiczno- strukturalnego, w którym one powstają.
1. Hipoteza tensyjna – głównie przegubowe spękania radialne – charakter ekstensywny, stąd wiązanie
ich pochodzenia z rozciąganiem tektonicznym.
2. Hipoteza kompresyjna – systemy spękań nie wypełnione przez minerały – systemy ciosu to
sprzężone zespoły powierzchni ścinania, utworzonymi pod działaniem regionalnej kompresji
3. Hipoteza skręceniowa – pośrednia – następstwo odpowiednio rozłożonych sił pionowych, co może
dostarczyć jednoczesnego rozciągania w dwu mniej więcej prostopadłych kierunkach
4. Hipoteza zmęczeniowa – zakłada, że jeśli dany ośrodek skalny będzie poddawany polu naprężeń
(tensja lub kompresja) nastąpi spękanie. – przyczyną naprężenia są pulsacyjne pływy księżycowe,
jakim jest podany skalny punkt każdej powierzchni.
5. Hipoteza sejsmiczna – spękania związane z trzęsieniem ziemi
6. Hipoteza diagenetyczno-kontrakcyjna – spękania z wysychania, kurczenie się mułów oddających
wodę – zmiany objętościowe towarzyszące lityfikacji osadów lub oddawaniu ciepła
7. Hipoteza planetarna – zmiany klimatyczne mogą wpływać – „Tektonika”: „hipoteza odwołująca się
do sił będących pochodną ruchu obrotowego Ziemi. Główne źródła energii byłyby endokinetyczne,
wpływy planetarne zaś spełniałyby rolę czynnika spustowego, powodującego ostateczne przesilenie
w podkrytycznej fazie napięć konsolidacyjnych lub czynnika porządkującego, nadającego polu tych
napięć charakter anizotropowy”
8. Hipoteza grawitacyjno-odprężeniowa – wiąże się z obserwacjami pewnych skał w kamieniołomach,
spękania w stropowych częściach kamieniołomów, rozwija się cios pokładowy
25. Klasyfikacje systemów ciosu i ich charakterystyka (patrz rys. wyk. 7 slajd 8)
Spękania są związane z występowaniem naprężeń o charakterze:
– regionalnym,
– lokalnym.
Spękania związane z kurczeniem się skał na skutek:
- ochładzania (stygnięcie magmy, pękanie gleby w klimacie peryglacjalnym)
- wysychania (spękania błotne)
Systemy ciosowe:
1. Podstawowe:
•
Ortogonalny (prostokątny) – to podstawowy system ciosu
•
Romboidalny (ostrokątny)
2. Lokalne
•
koncentryczny
•
radialny
•
kulisowy
•
pierzasty
26. Charakterystyka opisowa spękań
Są trzy podstawowe aspekty stanu spękania masywu skalnego: orientacja spękań, ich gęstość, ich rozwarcie.
Każda z tych cech wykazuje z reguły zmienność poziomą (geograficzną) i pionową (głębokościową), w miarę
możliwości powinna być charakteryzowana w funkcji obu tych uwarunkowań.
Charakterystyka opisowa spękań uwzględnia:
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
18
1. Orientacje spękań (określa się w ten sam sposób jak ułożenie warstw, a więc mierząc ich bieg i upad z
pomocą kompasu geologicznego)
2. Gęstość spękań (ważny i rzadko uwzględniany parametr. W badaniach zwykle uwzględnia się gęstość
powierzchniową, jednak właściwą gęstością jest gęstość objętościowa)
•
Objętościową (suma długości spękań na badanej powierzchni)
•
Powierzchniową (suma powierzchni spękań w objętości masywu)
3. Rozwarcie spękań (porowatość szczelinowa – objętość szczelin przez objętość masywu)
4. Rozmiary spękań i ich stosunek do uławicenia
5. Kształt i morfologia spękań (informacje o kierunku propagacji spękań, ich wieku, stanie naprężeń, o
sposobie zniszczenia i stanie geologicznym pękającego ośrodka)
6. Wypełnienie spękań (żyły neptuniczne, derywaty magmy, w której osłonie albo wcześniej
zakrzepniętych partiach szczeliny się rozwinęły, subst. mineralna wyługowana z pobliskiej partii tej
samej skały, w której znajdują się żyły, substancja mineralna przyniesiona ze skał otaczających)
7. Wzajemny stosunek spękań (stosunki geometryczne między zespołami i systemami składającymi się na
siec ciosowa oraz stosunki wiekowe)
8. Tektoniczne przekształcenia spękań (gzymsy, lustra tektoniczne, stylolity, slikolity, rysy ślizgowe)
Jeżeli spękania są wypełnione to powstają w reżimie ekstensywnym (rozciąganie), jeżeli nie wypełnione to
ścinanie.
Żyły neptuniczne – wypełnienia spękań ekstensywnych.
27. Mezostruktury tektoniczne i ich znaczenie w badaniach tektonicznych
Mezostruktury, nazywane także drobnymi strukturami tektonicznymi, to struktury, które można
rozpoznać gołym okiem nawet w niewielkich, pojedynczych odkrywkach mimo, że niektóre z nich
przekraczają rozmiary tych odsłonięć. Przykładem mezostruktur są: drobne fałdy, lustra tektoniczne, spękania
ciosowe, uskoki, tektoglify. W pewnych przypadkach drobne struktury są bardzo pomocne przy określaniu
budowy struktur większych oraz w odtwarzaniu procesów tektonicznych. Charakterystyczne mezostruktury to
fałdki ciągnione i kliważ spękaniowy.
28. Klasyfikacje stylolitów, ich geneza i znaczenie
W najczęstszych typach morfologicznych stylolitów wyróżniamy:
- pasmo stylolitowe,
- szef stylolitowy.
Stylolity dzielą się na: litostatyczne (czynnikiem stylolizacji był nacisk nadkładu), tektoniczne (czynnikiem
stylolizacji były naprężenia tektoniczne.
Stylolity – to struktury powstałe w wyniku rozpuszczania pod ciśnieniem, stąd też są najczęściej spotykane w
skałach poddających się rozpuszczaniu, czyli głównie w węglanowych. Rozpuszczanie to ma miejsce wzdłuż
różnego rodzaju powierzchni nieciągłości (warstwowania, spękań, kliważu) na skutek działania roztworów
przemieszczających rozpuszczoną substancję skalną z miejsc o największym naprężeniu w kierunku naprężenia
najmniejszego, zgodnie z tzw. zasadą Rieckego. W następstwie tego procesu nazywanego stylolityzacją
powstaje szew stylolitowy (kojarzący się z sejsmogramem), zbudowany z ciasno ułożonych pręcików
ustawionych prostopadle do powierzchni szwu. Aby lepiej wyobrazić sobie szew stylolitowy zbudujmy sobie
model z zapałek: weźmy zawartość kilku pudełek, zróbmy z nich pęczek i ustawmy na nierównej powierzchni.
To właśnie wierzchołki zapałek, czyli pręcików, tworzą powierzchnię szwu stylolitowego, na którym jest
zwykle obecne reziduum, złożone z nierozpuszczalnych składników skały, np. domieszek ilastych. Te
substancje, które przeszły do roztworu i zostały wyniesione poza obszar wysokich naprężeń mogą ulegać
wytrącaniu, a potem rekrystalizacji – i tak m.in. powstaje mineralizacja spękań. Przyczyny prowadzące do
powstania stylolitów mogą wynikać z samego ciśnienia nadkładu i w takim przypadku nazywane są stylolitami
litostatycznomi, lub z obecności nacisków tektonicznych – wówczas powstają stylolity tektoniczne. W
analizie strukturalnej stylolity wykorzystywane są do określania kierunku kompresji: pręciki w szwie
stylolitowym ustawione są równolegle do osi naprężenia σ
1
. Gdy mamy do czynienia ze stylolitami
litostatycznymi – można się spodziewać, że będą one rozwinięte wzdłuż uławicenia, zaś stylolity tektoniczne
wykorzystują także różne inne powierzchnie np. spękań czy kliważu. Proces rozpuszczania pod ciśnieniem
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
19
prowadzi do znacznego skrócenia tektonicznego (rzędu kilkudziesięciu procent), a które możemy szacować w
przybliżeniu na podstawie długości pręcików, będących śladem przemieszczenia mas skalnych.
Zastosowanie:
- drogi filtracji,
- struktura złóż,
- właściwości geotechniczne masywów,
- urabialność górotworu,
- bloczność,
- poszukiwanie i rozpoznawanie struktur wgłębnych.
29. Pojęcie budinażu, kliważu spękaniowego i ogólnego
Kliważ spękaniowy – uważa się go za zespół gęstych powierzchni ścinania, pochodnego wzglądem
pary sił na skrzydłach fałdu. Może się on rozrosnąć albo w stromych skrzydłach fałdu pod trwającym
naciskiem bocznym, albo przy powierzchniach poślizgu pod dużym ciśnieniem. Brak nowej orientacji
teksturalnej, powierzchnie kliważu mają postać dyskretnych szczelinek rozwidlających się i łączących,
mikrostylolitowych lub płaskich – ścinających, niekiedy też nieco sigmoidalnych, z lokalną orientacją
minerałów w strefach wygięć.
Kliważ – to gęste, równoległe powierzchnie nieciągłości nadające skale oddzielność łupkową
(powierzchnie gęstej foliacji, gęste i płaskie spękania, mikrospękania). Od łupkowatości różnią się tym, że
przed podziałem skały jest widoczny w postaci konkretnych powierzchni. To gęste i równoległe spękania
uporządkowane geometrycznie występujące w zespołach. Odstępy między spękaniami są mniejsze od
miąższości ławic, po czym można odróżnić cios od kliważu. Spękania kliważowe powstają najczęściej w
skałach składających się z warstw o różnej sztywności. Powierzchniami nieciągłości mogą być powierzchnie
gęstej foliacji, gęste i płaskie spękania lub mikrospękania, a nawet dyskretne powierzchnie rozpuszczania pod
ciśnieniem.
Przy stromym ustawieniu ławic, znaczna plastyczność procesów połączonych z działającą pod dużym
katem kompresją warunkuje wydłużenie (rozciągnięcie), któremu ławice podatne poddają się w sposób ciągły,
ławice kruche zaś pękają – budinaż. Orientacja budin w fałdzie jest funkcją układu naprężeń w okresie
budinowania.
Budinaż to struktura sedymentacyjna lub tektoniczna w formie nieregularnych, izolowanych lub
połączonych ze sobą soczewek, powstająca na skutek rozerwania ławicy mniej podatnej otoczonej przez ławice
o większej podatności. Budinaż tektoniczny powstaje pod wpływem naprężeń rozciągających w płaszczyźnie
ławic i ściskających w kierunku prostopadłym. Budinażem nazywamy zarówno proces jak i strukturę, która w
jego wyniku powstaje. Fragmenty tejże struktury nazywamy budinami.
30. Mapy topograficzne w Polsce i ich charakterystyka
I. Mapy wydawane przez państwa zaborcze:
1) Topograficzna Karta Królestwa Polskiego 1: 126 000 wydana przez Kwatermistrzostwo Generalne (1843 r.)
2) Karte des Deutsches Reiches 1: 100 000 (1875-1906 r.)
3) Specialkarte 1: 75 000 (1883-1889 r.)
4) Wojenno-topograficzna mapa Rosji Europejskiej 1: 126 000
II. Mapy wydawane w okresie międzywojennym przez Wojskowy Instytut Geograficzny:
1) Mapa szczegółowa 1:25 000 – do II wojny światowej wydano około 1600 arkuszy, tj. ok. 40% pokrycia
kraju
2) Mapa taktyczna 1: 100 000 – podstawowa mapa z okresu międzywojennego. Do 1939 r. ukazało się 480
arkuszy (100% pokrycia kraju)
3) Mapa operacyjna 1: 300 000 – do 1939 r. 42 arkusze – 100% pokrycia kraju. Każdy arkusz tej mapy dzielił
się na 16 arkuszy 1: 100 000 i 144 arkusze 1: 25 000
III. Mapy wojskowe wydawane w okresie powojennym przez Zarząd Topograficzny Sztabu Generalnego
Wojska Polskiego:
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
20
1) mapy do celów obronnych 1:10 000, 1:25 000, 1:50 000, 1:100 000, 1:200 000, 1:500 000, 1:1 000 000.
Wydane w układzie „1942” przyjętym w 1952 r. przez kraje socjalistyczne (odwzorowanie Gaussa-Krügera,
poziom odniesienia Kronsztadt)
IV. Mapy wydawane w okresie powojennym przez służbę cywilną:
1) Mapa 1:25 000 wydana w latach 1953-59, traktowana jako podstawowa mapa PRL. 4100 arkuszy
pokrywających obszar całego kraju w układzie „1942”.
2) Mapy powiatowe w skali 1:25 000 (tzw. „powiatówka” lub „obrębówka”). Wydane w latach 50-tych i 60-
tych). Mapa bez współrzędnych geograficznych i siatki kilometrowej, z treścią częściowo zniekształconą.
Używana powszechnie do prac w kartografii geologicznej.
3) Mapy w skali 1:10 000. W latach 1957-1974 ukazało się 17 000 arkuszy pokrywających całą Polskę. Mapy
terenów zurbanizowanych sporządzono w skali 1: 5 000. Do 1970 r. mapę tę opracowywano wyłącznie w
układzie „1942”, a później w także w układzie „1965”.
V. Mapy wydawane przez służbę cywilną po II wojnie światowej:
1) Mapy 1:25 000 wydane w układzie „1965”
2) Mapy 1:50 000 wydane w układzie „1965”
3) Mapy 1:100 000 (1980-84) w układzie „GUGiK-1980”, czyli modyfikacji odwzorowania quasi
stereograficznego używanego przed II wojną światową przez WIG
4) Mapa 1:500 000 wydana w roku 1992 w układzie „GUGiK-1980”
VI. Mapy wydawane przez służby cywilne i wojskowe od 1990 r. w układzie „1942” i „1992”:
1) Mapa 1:200 000 wydana przez Zarząd Topograficzny Wojska Polskiego w latach 1990-92 (76 arkuszy)
2) Mapa 1:100 000 (turystyczna wersja mapy topograficznej) wydana w latach 1993-2001 w liczbie 151
arkuszy.
3) Mapa 1:10 000. W latach 1993-1994 w układzie „1942”, a od 1995 r. w układzie „1992” opartym na
odwzorowaniu Gaussa-Krügera z jedną strefą odwzorowawczą dla Polski.
4) Mapa 1:50 000 wydawana od 1995 r. początkowo w układzie „1942” a od 1996 r. w układzie „1992”.
31. Klasyfikacja map geologicznych
1. Według skali:
•
Ogólne, przeglądowe> 1:100000, =kompilacyjne
•
Szczegółowe – 1:10000 – 1:50000 =wykonywane w terenie
•
Wielkoskalowe, plany, specjalne 1:500 – 1:5000 = wykonywane w terenie
2. Według „głębokości”:
•
Powierzchniowe (odkryte – nie ma utworów Q, zakryte – to, co w terenie dokładnie na mapie).
•
Wgłębne
3. Według tematyki:
•
Stratygraficzne (litologiczne, litostratygraficzne)
•
Tektoniczne
•
Strukturalne
•
Litologiczno- facjalne
•
Paleogeograficzne
•
Geologiczno- inżynierskie
•
Hydrogeologiczne
•
Surowcowe
•
Geomorfologiczne
•
Geofizyczne
•
Kompleksowe (= podstawowe).
32. Mapy geologiczne wydawane aktualnie w Polsce przez PIG i inne ośrodki
1. Mapa Geologiczna Polski 1:500000
2. Mapa Geologiczna Polski 1:200000
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
21
3. Mapa hydrogeologiczna 1:200000
4. Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski 1:50000
5. Mapa hydrogeologiczna 1:50000
6. Mapa Geologiczno-Gospodarcza 1:50000
7. Mapa Sozologiczna 1:50000
8. Mapa Geologiczna Sudetów 1:25000
9. Mapa geologiczna Tatr 1:10000
10. Atlasy Geochemiczne
33. Przeglądowa Mapa Geologiczna Polski – charakterystyka
Przeglądowa Mapa Geologiczna Polski 1:200000 – mapa obejmuje obszar całej polski, wydana
została w dwóch wersjach: A – mapa geologiczna zakryta oraz B – mapa geologiczna odkryta – bez utworów
Q. Na każdym arkuszu zamieszczony jest przekrój geologiczny oraz profile stratygraficzno-litologiczne.
Barwny arkusz mapy zarówno wersji A jak i B w skali 1:200000 uzupełnia komplet czarno-białych map, w
skali 1:50000 składających się z 16 arkuszy będących powiększoną kopią granic geologicznych wraz z
lokalizacją i profilem stratygraficznym punktów dokumentacyjnych.
Do każdego arkusza opracowane są objaśnienia tekstowe w postaci broszury z omówioną budową
geologiczną, przedstawiono profile głębokich otworów wiertniczych, wyniki przeglądowych prac zdjęciowych,
wyniki zestawień map bardziej szczegółowych.
33a) Mapa Hydrogeologiczna Polski 1:200000 – na mapie przedstawiono obszary o różnej
wydajności, głębokość pierwszego użytkowego poziomu wodonośnego, hydroizohipsy, przejawy wód
mineralnych. Wyznaczono obszary o różnym stopniu izolacji pierwszego użytkowego poziomu wodonośnego.
Zaznaczone zostały również punkty stacjonarnych obserwacji wód podziemnych. Na przekrojach
hydrogeologicznych, dołączonych do każdego arkusza, pokazano zwierciadło wody oraz litologie skał w
aspekcie stopnia ich przepuszczalności. Na mapie wyróżniono jednostki hydrogeologiczne: regiony,
podregiony, rejony. Ponadto na każdym arkuszu zamieszczono trzy mapy w skali 1:500 000:
- mapę przepuszczalności utworów powierzchniowych oraz głębokości pierwszego zwierciadła
wód podziemnych,
- mapę miąższości wód podziemnych w Q,
- mapę wodoprzepuszczalności głównego użytkowego poziomu wodonośnego oraz jakości wód.
33b) Mapa Hydrogeologiczna Polski w skali 1:50 000 – mapa obejmuje obszar całej Polski i jest
opracowywana w układzie "1942". Mapa będzie opracowana w krótkim okresie (do 2005 r.) ze względu na
potrzebę zachowania porównywalnego stanu rozpoznania warunków hydrogeologicznych i zagrożenia wód
podziemnych. Celem mapy jest syntetyczne odwzorowanie warunków hydrogeologicznych, wskazanie
głównego poziomu wodonośnego, podanie jego zasobności i dynamiki wód oraz ich jakości i zagrożeń.
Dostarcza informacji o zwykłych wodach podziemnych w zakresie niezbędnym do podejmowania decyzji na
szczeblu
administracji
regionalnej
i
samorządów
terytorialnych
oraz
programowania
badań
hydrogeologicznych i działań obejmujących zagospodarowanie przestrzenne.
Mapa składa się z:
- planszy głównej, przedstawiającej rozmieszczenie, charakterystykę ilościową oraz jakość i stopień zagrożenia
zwykłych wód podziemnych,
- tekstu objaśniającego wraz z tabelami oraz przekrojami hydrogeologicznymi i mapami uzupełniającymi,
- mapy dokumentacyjnej i materiałów dokumentacyjnych.
Przyjęto zasadę, że realizacja mapy powinna obejmować większe obszary, np. jednostki hydrogeologiczne, a
tylko w wyjątkowych sytuacjach pojedyncze arkusze.
33c) Mapa geologiczna Polski 1:500 000 – Mapa wydana w układzie 5 arkuszy wydawniczych:
czterech z mapą geologiczną i jej objaśnieniami oraz piątym z dwoma przekrojami geologicznymi.
33d) Mapa geośrodowiskowa Polski (MGP) w skali 1:50 000
składa się z dwóch plansz:
plansza A – zawiera zaktualizowane treści MGG
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
22
plansza B – nowe treści dotyczące geochemii środowiska zapisane w warstwie informacyjnej "Ochrona
powierzchni Ziemi" i w także nowych warstwach informacyjnych: składowanie odpadów i system NATURA
2000.
Głównym celem opracowania i wprowadzenia nowej warstwy tematycznej jest takie przedstawienie i
interpretacja geośrodowiskowa danych geochemicznych, aby wynikające z nich wnioski były zrozumiałe i
wykorzystywane przez niespecjalistów, pozwalając im podejmować prawidłowe decyzje oraz by mogły być
pomocne np. w planowaniu przestrzennym gmin, powiatów i województw.
W grupie tematycznej geochemia środowiska w ramach warstwy informacyjnej "Ochrona powierzchni
Ziemi" przedstawia się:
- lokalizację miejsc opróbowania,
- zanieczyszczenie gleb metalami ciężkimi,
- zanieczyszczenie gleb pierwiastkami promieniotwórczymi,
- zanieczyszczenie gleb związkami organicznymi,
- zanieczyszczenie osadów wodnych metalami ciężkimi,
- wielkość emanacji radonowych,
- klasyfikację gleb w nawiązaniu do rozporządzenia Ministra Środowiska w sprawie standardów jakości gleby
oraz standardów jakości ziemi,
- klasyfikację osadów wodnych w nawiązaniu do rozporządzenia Ministra Środowiska w sprawie rodzajów
oraz stężeń substancji, które powodują, że urobek jest zanieczyszczony,
- stopień zagrożenia głównego użytkowego poziomu wodonośnego.
"Składowanie odpadów" – na warstwie tej przedstawia się:
- obszary o bezwzględnym zakazie lokalizacji składowisk,
- obszary preferowane ze względów geośrodowiskowych do lokalizacji składowisk,
- obszary możliwej lokalizacji składowisk z koniecznością wykonania sztucznych barier izolacyjnych,
- wyrobiska poeksploatacyjne, które mogą być rozpatrywane jako potencjalne miejsca składowania odpadów.
34. Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski – charakterystyka
Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski skala 1:50000 (mapa zakryta) – w skład danego arkusza mapy
wchodzą:
•
Arkusz mapy
•
Objaśnienia – zielona książeczka
Na arkusz mapy (tzw.” Płachtę”) składają się:
•
Mapa geologiczna w skali 1:50000
•
Objaśnienia barw, szrafur i symboli
•
Profile litostratygraficzne (co najmniej jeden)
•
Przekroje geologiczne (co najmniej jeden) wykonane wzdłuż linii przekrojowej zaznaczonej na mapie
•
Szkic podziału wykonawstwa fragmentów arkusza na poszczególnych wykonawców
•
Na odwrotnej stronie arkusza („płachty”) znajdują się skrócone profile wierceń zaznaczonych na mapie.
Objaśnienia do SMGP zawierają następujące rozdziały i załączniki:
1. Rozdziały:
•
Wstęp (dane ogólne)
•
Ukształtowanie powierzchni terenu
- geomorfologia
- hydrografia
•
Budowa geologiczna
- stratygrafia
- tektonika
- rozwój budowy geologicznej
•
Charakterystyka surowców mineralnych
•
Charakterystyka hydrogeologiczna
•
Charakterystyka geologiczno-inżynierska
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
23
•
Podsumowanie
•
Literatura
2. Załączniki:
•
Szkic geomorfologiczny w skali 1:100000
•
Szkic geologiczny odkryty w skali 1:100000
•
Szkic występowania surowców min. w skali 1:100000
•
Szkic hydrogeologiczny w skali 1:100000
•
Szkic geologiczno inżynierski w skali 1:100000
Mapa opracowana jest w układzie „1942”. SMGP jest wykonywana w oparciu o:
•
Instrukcję opracowania i wydania SMGP w skali 1:50000
•
Metodykę opracowania SMGP w skali 1:50000
Projekt badań dla arkusza SMGP 1:50 000
– składa się z następujących części:
I. Część tekstowa:
1. wstęp – określenie zadania geologicznego.
2. położenie obszaru projektowanych zadań:
geograficzne i administracyjne
ogólne wiadomości o stosunkach gospodarczych, planach rozwoju, etc.
3. przegląd dotychczasowych badań:
ocena stanu rozpoznania budowy geologicznej terenu (literatura, opracowania kartograficzne, dokumentacje,
etc.)
4. opis budowy geologicznej na tle struktur regionalnych i problemy wymagające zbadania
5. zakres i metodyka projektowanych badań geologicznych:
projektowane prace geologiczno-zdjęciowe wraz z wyszczególnieniem i uzasadnieniem kategorii złożoności
budowy geologicznej (I – prosta, II – średnio złożona, III – złożona), badania geofizyczne, wiercenia, badania
laboratoryjne, etc.
6. harmonogram prac i badań
7. kosztorys
8. literatura publikowana i opracowania archiwalne
II. Załączniki graficzne:
1. szkic lokalizacyjny 1:200 000
2. szkic geologiczny zakryty 1:50 000
3. szkic geologiczny odkryty 1:50 000
4. mapa dokumentacyjna 1:25 000 lub 1:50 000
5. przekroje geologiczne 1:25 000
6. szkice lokalizacyjne projektowanych wierceń i przypuszczalne ich profile.
III. Załączniki tabelaryczne:
1. wykazy opracowań i dokumentacji
2. map geologicznych
3. otworów wiertniczych
4. wybranych punktów dokumentacyjnych
5. kosztorys i zakres prac
6. harmonogram
IV. Aneks do projektu badań – przy zmianie projektu badań
35. Mapa Geologiczno-Gospodarcza Polski – charakterystyka
Mapa Geologiczno-Gospodarcza Polski w skali 1:50000 – opracowana w układzie „1942”. Składa się z
mapy (drukowanej na podkładzie topograficznym) i tekstu objaśniającego. Wydawana jest w tym samym
cięciu, co SMGP w skali 1:50000. Obejmuje pięć grup tematycznych:
•
Kopaliny
•
Górnictwo i przetwórstwo kopalin
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
24
•
Wody
•
Warunki podłoża budowlanego
•
Ochrona przyrody, krajobrazu i zabytki kultury
Mapa opracowywana jest w układzie "1942". Celem mapy jest przedstawienie:
- perspektyw i prognoz występowania kopalin,
- stanu zagospodarowania i klasyfikacji złóż kopalin,
- rzeczywistych i potencjalnych zagrożeń środowiska przyrodniczego związanych z występowaniem złóż oraz
eksploatacją i przeróbką kopalin,
- wybranych elementów hydrogeologicznych w celu ochrony wód podziemnych przed nieracjonalnym
zagospodarowaniem,
- obiektów przyrodniczych i obszarów chronionych,
- obiektów dziedzictwa kulturowego,
- warunków podłoża budowlanego.
Mapa składa się z:
- planszy głównej, obszernego tekstu objaśniającego wraz z tabelami i mapami
uzupełniającymi (arkusz na tle: jednostek fizjograficznych, budowy geologicznej, głównych zbiorników wód
poziemnych i europejskich przyrodniczych systemów ochrony przyrody w skali 1:5 000 000)
- komputerowej bazy danych o złożach kopalin.
36. Mapa Sozologiczna Polski – charakterystyka
Mapa Sozologiczna Polski skala 1:50000 – drukowana na podkładzie topograficznym 1:50000 w układzie
współrzędnych „1942” niektóre arkusze w układzie „1965”. Ilustruje:
•
Ochronę środowiska, jego zasoby (użytki rolne, lasy, strefy ochronne ujęć wody, obiekty ochrony
przyrody)
•
Podatność środowiska na degradację naturalną, uprawową, infiltrację i zalewy.
•
Degradację środowiska
•
Przeciwdziałanie degradacji (ekrany akustyczne, pasy wiatrochronne, oczyszczalnie ścieków)
•
Kierunek rekultywacji terenów zagrożonych
•
Nieużytki naturo- i antropogeniczne.
37. Mapy glebowo-rolne – charakterystyka
Mapa glebowo-rolna w skali 1:5000 – zawiera:
1. Klasy bonitacyjne (8 klas):
•
I, II, III (a) – gleby dobre
•
III b, IV a, IV b – gleby średnie
•
V, VI - gleby słabe
2. Trwałe użytki zielone (lasy, łąki, pastwiska)
3. Kompleksy przydatności rolniczej
4. Typy i podtypy gleb
5. Rodzaje i gatunki gleb
6. Dodatkowe informacje
38. Etapy wykonywania mapy geologicznej
Etapy wykonania mapy geologicznej:
1. Przygotowanie do prac terenowych – studiowanie materiałów archiwalnych, map, publikacji
zakończone wykonaniem projektu badań.
2. Prace terenowe – zdjęcie geologiczne – wykonanie mapy geologicznej terenowej, rękopiśmiennej
3. Prace edytorskie
PRACE PRZYGOTOWAWCZE DO KARTOWANIA GEOLOGICZNEGO
1. Studium publikacji i materiałów archiwalnych:
- publikacje – Bibliografia Geologiczna Polski (ewentualnie str. PIG www.pgi.gov.pl)
- materiały archiwalne; archiwa
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
25
- opisy wierceń – publikowane, niepublikowane;
- magazyny rdzeni
- mapy i przekroje geologiczne – publikowane i niepublikowane
- okazy skał
- rozmowy z osobami pracującymi w terenie
2. Studium zdjęć lotniczych i map topograficznych:
- zdjęcia lotnicze jako podkłady topograficzne;
- fotointerpretacja geologiczna „wstępna” – szkic fotointerpretacyjny
- mapy topograficzne – analiza rzeźby terenu i jej związku z geologią; wyszukiwanie możliwych odsłonięć,
projektowanie marszrut.
39. Zasada działania systemu GPS i jego stosowalność dla map topograficznych
GPS – ZASADA DZIAŁANIA
Do pomiaru wykorzystuje się fale radiowe emitowane przez satelity z orbity o promieniu 20200 km na 2 bardzo
wysokich częstotliwościach L1 i L2 (obie powyżej 1 GHz). Na powierzchni Ziemi fale te są bardzo słabe,
nawet 30x słabsze od szumu odbiorników starszych typów. Gęste listowie utrudnia ich odbiór nie mówiąc o
solidniejszych przeszkodach terenowych.
Fala L1 jest rozpraszana kodami: C/A (cywilnym kodem szerokiego dostępu czyli Coarse Availability) i P
(precyzyjnym kodem wojskowym Precision Code) często dodatkowo szyfrowanym do postaci oznaczanej Y.
Fala L2 jest rozpraszana kodem P (ewent. Y). Dopiero tak spreparowana fala nośna (carrier) jest modulowana
depeszą nawigacyjną i wysyłana. PRN często funkcjonuje zamiast numeru satelity w nadawanych z kosmosu
komunikatach i przetwarzających je programach. Aby można było je odczytać wykorzystuje się specjalną
technologię, której istotę stanowi tzw. rozpraszanie fali kodem pseudolosowym (PRN – Pseudo Random
Noise).
Układ WGS 84 – globalny geodezyjny system odniesienia bazujący na elipsoidzie WGS 84 wyznaczonej
technikami satelitarnymi. Elipsoida WGS 84 jest umieszczona centrycznie w bryle Ziemi, tak że jej krótsza oś
pokrywa się ze średnim położeniem ziemskiej osi biegunowej.
Geograficzna szerokość geodezyjna – kąt między normalną do powierzchni elipsoidy a płaszczyzną równika
Geograficzna długość geodezyjna – kąt dwuścienny między płaszczyznami południka miejscowego i
południka Greenwich
Współrzędne ortogonalne XYZ są przeliczane na dowolne współrzędne:
- kątowe (szerokość i długość geograficzna)
- liniowe (inaczej płaskie, czyli siatka kilometrowa) stosowane na mapach
Odbiorniki GPS podają współrzędne kątowe odniesione do elipsoidy WGS84, a współrzędne liniowe w
odwzorowaniu tejże elipsoidy na płaszczyznę określanym jako UTM. Jeśli mapa jest wykreślona w oparciu o
inne elipsoidy niż WGS84 (lub jej pierwsza wersja GRS80) to bezpośrednie zastosowanie współrzędnych GPS:
- będzie obarczone dużym błędem w przypadku współrzędnych kątowych. W Polsce na mapach
wykreślonych na elipsoidzie Krasowskiego (układy 1965 i 1942) błąd wynosi 50-150 m, czasem nawet do 300
m.
- da wynik absurdalny w przypadku współrzędnych liniowych. Siatka kilometrowa każdego układu
współrzędnych płaskich jest inna. Niektóre da się łatwo przeliczyć na GPS-owe za pomocą prostych
współczynników, możliwych do wprowadzenia do pamięci odbiornika. Dotyczy to polskiego układu 1992. Inne
wymagają przeliczeń w komputerze, zwłaszcza rozpowszechniony najbardziej układ 1965.
WYSOKOŚĆ danego punktu obliczona ze współrzędnych XYZ jest przeliczana na wysokość elipsoidalną tj.
wysokość nad elipsoidą WGS84, podczas gdy na mapach mamy wysokość nad geoidą (wysokość niwelacyjną,
czyli nad poziomem morza). Ta ostatnia jest w Polsce 26 do 43 m mniejsza niż elipsoidalna (w Krakowie ok.
40 m).
Powierzchnia poziomu – powierzchnia prostopadła do lokalnego pionu, przebiegająca na średnim poziomie
niewzburzonych oceanów, przedłużonych pod powierzchnią lądów.
Geoida – bryła ograniczona przez powierzchnię poziomu. Nierównomierne rozmieszczenie mas w skorupie
ziemskiej powoduje, że piony ulegają odchyleniu, a prostopadła do nich powierzchnia geoidy nie tworzy
jednolitej powierzchni. Geoida jest odchylona od elipsoidy o 50 do 100 m. W pełni kompatybilny z GPS jest
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
26
przyjęty obecnie dla Polski Państwowy Układ Współrzędnych Geodezyjnych 1992, bazujący na elipsoidzie
GRS 80 i odwzorowaniu Gausa-Krügera. Aby skorzystać z jego siatki kilometrowej (co jest wygodniejsze)
trzeba wpisać w odbiorniku jedynie odpowiednie przeliczniki do Units – Position Format – User Grig (siatki
użytkownika). Oblicza się je od parametrów podstawowych układu 1992 i wynoszą one:
Południk główny E 19
o
(dla UTM 21
o
w tym sektorze), Skala 0,9993 (dla UTM 0,9996 – współczynnik
pomniejszenia południka głównego wskutek poprowadzenia walca odwzorowania siecznie a nie stycznie)
False Easting +500 000 metrów (liczba metrów na południku głównym, taka sama jak w UTM).
False Northing (minus!) -5 300 000 metrów (UTM liczy Northing od równika jako 0 m dla północnej połkuli).
W map datum trzeba ustawić oczywiście WGS 84.
GPS służy do określenia położenia przestrzennego najróżniejszych obiektów w oparciu o pomiar odległości od
satelitów, których położenie w danym momencie czasu jest bardzo dokładnie określone. Jest to przestrzenne
wcięcie wstecz, do czego potrzebne są min. 3 odległości do trzech równomiernie rozłożonych satelitów (nie
mogą być w jednej linii).
Miarą odległości jest czas wędrówki sygnału radiowego satelitów na ziemię. Satelity mają po 2 zegary
atomowe na pokładzie ale odbiorniki tylko zwykłe zegary kwarcowe, a czas trzeba by zmierzyć bardzo
dokładnie, bo:
- czas wędrówki sygnału ok. 6/100s.
- błąd pomiaru czasu 1/1000000s x 300000km/s daje błąd odległości 300m. W praktyce tego czasu nie da się
zmierzyć. Wylicza się go jak poprawkę, do czego potrzebny jest sygnał od czwartego satelity. Osiągana
obecnie dokładność pomiaru bez dodatkowych korekcji wynosi kilka m.
Zastosowanie:
GPS służy do:
- określenia współrzędnych pkt. Na którym się znajdujemy (np. Długość i Szerokość geograficzna).
Współrzędne nanosimy od razu w terenie na mapę, lub wprowadzamy do pamięci odbiornika celem dalszej
obróbki komputerowej.
- nawigacji czyli dotarcia do celu o znanych współrzędnych pieszo, samochodem, statkiem i okrętem. W tym
celu oprócz współrzędnych odbiornik podaje chwilowy kurs i prędkość, które zostały obliczone ze zmiany
pozycji w czasie
- dystrybucji wzorców w czasie i częstotliwości dla celów użytkowych. Od Międzynarodowego Czasu
Atomowego różni się w skali roku o pojedyncze sekundy przestępcze dodawane dla wyrównania z czasem
słonecznym.
40. Układ współrzędnych ortokartezjańskich w systemie GPS
Pozycja satelitów i obiektów mierzonych jest obliczana ze współrzędnych geodezyjnych, czyli takich, które
uwzględniają spłaszczenie Ziemi (elipsoida obrotowa). Wszystkie podstawowe obliczenia wykonuje się w:
•
geocentrycznym układzie ortogonalnym XYZ (ortokartezjańskim) zaczepionym w środku elipsoidy
WGS84, której środek znajduje się w środku masy Ziemi. Od poprzednio stosowanych w geodezji
układów odniesienia (elipsoid) różni się tym, że pkt. zaczepienia jest w środku masy, a nie w środku
geometrycznym.
•
współrzędne ortogonalne XYZ są przeliczane na dowolne współrzędne
- kątowe – szerokość i długość geograficzna
- liniowe – płaskie czyli siatka kilometrowa
41. Czynniki wpływające na dokładność pomiarów GPS
Dokładność gwarantowana pomiarów GPS jest lepsza niż 22m (2D w poziomie) dla odbiorników
cywilnych i 16m (3D – trójwymiar) dla wojskowych. W praktyce przy dobrych warunkach pomiaru jest ona
dużo lepsza, ale może też być dużo gorsza, co zależy zwłaszcza od:
•
Typu odbiornika: odbiorniki geodezyjne (fazowe) pozwalają na pomiar z dokładnością rzędu mm;
odbiorniki nawigacyjne (turystyczne) ok. 15m; lepsze odbiorniki kartograficzne (kodowo- fazowe
20 – 40cm), tańsze (kodowe) ok. 1m.
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
27
•
Ilości i rozmieszczenia satelitów na niebie. Średnio na nieboskłonie „widać” od 6 do 8 satelitów,
nawet do 11, ale zdarza się że są tylko 3-4. Jeśli jakaś górka zasłania kawałek nieba to pomiar nie
jest możliwy.
•
Stopnia zasłonięcia nieboskłonu przez las, domy, skały, zbocza.
•
Stanu jonosfery. Burze magnetyczne- silnie zniekształcają sygnał docierający na ziemię. Tylko
część błędu zniesiona przez poprawkę emitowana wraz z sygnałem można usunąć przez korekcję
czyli DGPS (Differentia GPS)
- po powrocie z terenu
- od razu w terenie
MATERIAŁY BONUSOWE:
Co to są dupleksy? W trakcie fałdowań o charakterze płaszczowinowym, tzn. takich, które prowadzą do
odkłuć, znacznych przemieszczeń, zafałdowań i wewnętrznych złuskowań, fałdy i uskoki współwystępują ze
sobą. Powstają struktury seryjne nazywane dupleksami, które składają się ze złuskowanych i ponasuwanych
imbrykacyjne fałdów. W literaturze zachodniej struktury te są obrazowo określane jako stado koni (Boyer i
Elliot 1982). Wiążą się ze znacznym skróceniem poziomym, a ich powstanie może być zainicjowane
powstaniem powierzchni ścięcia lub asymetrycznym fałdem. Dupleksy są zwykle ograniczone od dołu i od
góry powierzchniami nasunięć: spągową i stropową, a u czoła ogranicza je powierzchnia ścięcia określana jako
rampa.
Fałdy synsedymentacyjne – fałdy powstające w basenach sedymentacyjnych podczas ich funkcjonowania.
Uskoki odmłodzone i wtórne – powstają na jakiejkolwiek powierzchni nieciągłości mechanicznej w skałach,
znalazłszy się w polu odpowiednich naprężeń, zostanie wykorzystana jako płaszczyzna poślizgu, jeżeli są
spełnione odpowiednie warunki geometryczne.
Zbieżność południków – kąt między północą geograficzną a topograficzną.
Uchylenie magnetyczne – kąt między północą topograficzną a magnetyczną.
Zboczenie magnetyczne – kąt między północą geograficzną a magnetyczną.
Szerokość geograficzna danego punktu – kąt jaki tworzy kierunek pionu w tym punkcie z płaszczyzną
równika ziemskiego.
Długość geograficzna danego punktu – kąt dwuścienny między płaszczyznami południka miejscowego i
południka Greenwich, przyjętego za początkowy
Południki geograficzne – połowy kół wielkich tzw. wertykałów, czyli obwodowych kół Ziemi, zbiegających
się na biegunach. Punkty położone na tym samym południku mają taką samą długość Geograficzną
Równoleżniki geograficzne – płaszczyzny wzajemnie równoległe i prostopadłe do osi Ziemi. Mają kształt kół
małych tzw. almukantaratów. Punkty leżące na tym samym równoleżniku mają taką samą szerokość
geograficzną. Południki i równoleżniki tworzą siatkę geograficzną, pozwalającą na określenie położenia
dowolnego punktu parą współrzędnych kątowych φ i λ.
Ortodroma – łuk koła wielkiego wyznaczający na powierzchni Ziemi najkrótszą odległość między obranymi
punktami. Inaczej: linia prostobieżna.
Loksodroma – linia stałego kursu, przecinająca wszystkie południki pod tym samym kątem. Inaczej: linia
skośnobieżna.
W odwzorowaniach kartograficznych używanych do opracowania map topograficznych wymagane są:
a) równokątność, czyli zgodność tych samych kątów, mierzonych w terenie i na mapie
b) minimalne zniekształcenia długości.
Warunki te spełniają:
- zmodyfikowane odwzorowania Merkatora (odwzorowanie Gaussa-Krügera i odwzorowanie UTM)
- odwzorowanie stereograficzne.
Odwzorowanie Gaussa-Krügera – czyli równokątne odwzorowanie elipsoidy na pobocznicę nałożonego
poprzecznie walca, w którym środkowy południk obszaru będący południkiem stycznym odtwarza się wiernie,
jako odcinek prostej a obrazy pozostałych południków są liniami krzywymi zbiegającymi się w biegunach.
Ekwideformaty (linie równych zniekształceń) – są liniami prostymi, równoległymi do południka środkowego,
a ich wartości rosną w miarę oddalania się od niego. Aby nie dopuścić do powstawania nadmiernych
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
28
zniekształceń obszar dzieli się na południkowe strefy o szerokości 3 lub 6 stopni, symetryczne względem
południka środkowego.
Odwzorowanie UTM (Universal Transverse Mercator) jest stosowane dla przedstawienia obszarów pomiędzy
84° szerokości geograficznej północnej a 80° szerokości geograficznej południowej w odwzorowaniu UTM
ekwideformaty na kołach siecznych wynoszą 0, a obraz południka środkowego jest deformowany (ulega
skróceniu o współczynnik 0,9996). Od linii sieczności ku granicom strefy odległości wydłużają się osiągając
największe zniekształcenia na jej krańcach. Maksymalna deformacja występuje na równiku.
Układ „1992” (dla map 1:10 000 i 1:50 000) wynika z zastosowania światowej elipsoidy geocentrycznej i
siecznego względem niej walca w położeniu powodującym skrócenia południka środkowego (19°) o
współczynnik 0,9993. Koła sieczne (ekwideformaty = 0) są oddalone od tego południka o 240km. Jest
wariantem odwzorowania Gaussa-Krügera, obejmującym Polskę jako jedną strefę odwzorowawczą.
Odwzorowanie stereograficzne – jest używane najczęściej w położeniu ukośnym siecznym na obszarach
podbiegunowych nieobjętych odwzorowaniem UTM. Jego poprawna nazwa to odwzorowanie quasi-
stereograficzne Roussilhe’a.
KARTOGRAFIA GEOLOGICZNA
- dział geologii zajmujący się opracowywaniem metod sporządzania i sporządzaniem map geologicznych
(wiedza o mapach geologicznych i ich sporządzaniu)
Podział kartografii geologicznej:
1. Techniki badawcze, metodyka, zasady:
- metody lokalizacyjne
- metody identyfikacyjne
- metody przygotowania, dokumentowania i wydawania map
2. Kartowanie geologiczne (jako metoda badań geologicznych):
- zadanie i projekt badań
- zbieranie danych istniejących (publikowanych i archiwalnych)
- badania terenowe: lokalizacja i identyfikacja zjawisk w terenie i na mapie, reambulacja
- opracowanie czystorysu mapy
- opracowanie tekstu i załączników
3. Prace edytorskie (przygotowanie i wydawanie map geologicznych)
OGÓLNE PRZYGOTOWANIE PRAC GEOLOGICZNO-ZDJĘCIOWYCH:
- analiza projektu (programu) prac geologicznych
- zestawienie profili wierceń archiwalnych
- wykonanie przekrojów geologicznych roboczych
- przygotowanie podkładów topograficznych
- wykonanie mapy hipsometrycznej
- interpretacja zdjęć lotniczych i satelitarnych
- analiza geomorfologiczna
- opracowanie harmonogramu prac geologiczno-zdjęciowych
ETAPOWE PRZYGOTOWYWANIE PRAC GEOLOGICZNO-ZDJĘCIOWYCH:
- lokalizacja wierceń i sond z dokumentacji specjalistycznych
- wytypowanie odsłonięć, wyrobisk, skarp
- wyróżnienie rodzajów form rzeźby
- wniesienie danych z fotointerpretacji zdjęć lotniczych i satelitarnych
- narysowanie granic geologicznych z map wcześniejszych
- analiza profili wierceń archiwalnych i przekrojów roboczych
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
29
CODZIENNE PRZYGOTOWANIE PRAC GEOLOGICZNO-ZDJĘCIOWYCH:
- wyznaczanie przejazdów i marszrut
- narysowanie na mapie terenowej przypuszczalnych granic geologicznych
- wyznaczanie lokalizacji ważniejszych punktów dokumentacyjnych
ZAKRES I KOLEJNOŚĆ PRAC PRZYGOTOWAWCZYCH I GEOLOGICZNO-ZDJĘCIOWYCH
PRACE GEOLOGICZNO ZDJĘCIOWE:
rozpoznawanie litologii i rozpoznawanie form rzeźby
Praca na mapie:
nanoszenie
symboli
litologicznych,
nanoszenie
punktów
marszrutowych,
nanoszenie
punktów
dokumentacyjnych z numeracją, rysowanie granic geologicznych, inne oznaczenia (głazy narzutowe, źródła
itp.), aktualizacja treści mapy topograficznej.
PRACE GEOLOGICZNO-ZDJĘCIOWE:
Prowadzenie notatnika terenowego:
opisy punktów dokumentacyjnych, plany sytuacyjne, rysunki odsłonięć, schematyczne przekroje geologiczne,
opis dokumentacji fotograficznej, opis miejsc aprobowania, sprecyzowanie problemów do rozwiązania z
użyciem sondy mechanicznej, inne uwagi i spostrzeżenia.
Prace dokumentacyjne:
wykonywanie sondowań ręcznych, oczyszczanie odsłonięć, wykonywanie wkopów, opróbowanie, weryfikacja
lokalizacji wierceń, archiwalnych, dokumentacja fotograficzna.
CODZIENNE OPRACOWYWANIE MAPY TERENOWEJ:
narysowanie tuszem danych lokalizacyjnych i geologicznych naniesionych na mapę terenową, narysowanie
tuszem granic geologicznych (w wersji ostatecznej), kolorowanie pól poszczególnych wydzieleń
geologicznych, analiza wykonanej mapy i wyznaczenie elementów koniecznych do sprawdzenia i uzupełnienia.
ETAPOWE PRACE ZESTAWCZE:
uzupełnienie i analiza przekrojów roboczych, analiza problemów geologicznych wyłonionych w trakcie prac
geologiczno-zdjęciowych, lokalizacja punktów dokumentacyjnych do wykonania sondą mechaniczną,
wytypowanie odsłonięć do szczegółowego opracowania i opróbowania.
UZUPEŁNIAJĄCE PRACE DOKUMENTACYJNE:
wykonanie sondowań mechanicznych (opis profili, opróbowanie), szczegółowe opracowanie ważniejszych
odsłonięć (rysunki, dokumentacja fotograficzna, opróbowanie)
Skala mapy
- Skala ułamkowa – np. 1/10000
- Skala liczbowa – np. 1:10 000
- Skala mianowana – np. 1cm – 100 m
- Skala główna ~ Skala globusa / Skala miejscowa
Zniekształcenie odwzorowawcze –> promień globusa –> promień Ziemi
PDF stworzony przez wersj
ę demonstracyjną pdfFactory Pro
Wyszukiwarka
Podobne podstrony:
opracowania, Ochrona Środowiska studia, 2 rok (2007-2008), Semestr IV (Rok 2), Kartografia Geologicz
opracowanie karto moje, AGH GiG WGGiOŚ (I stopień), Kartografia Geologiczna
opracowanie pytan id 338374 Nieznany
Nhip opracowanie pytan id 31802 Nieznany
Opracowanie pytan 3 id 338376 Nieznany
opracowania Ekologia id 794643 Nieznany
Opracowanie Hoffmanna id 338261 Nieznany
opracowanie antropologia id 338 Nieznany
Opracowanie Metrologia 2 id 338 Nieznany
Pytania z Kartografii Egamin 2010, Ochrona Środowiska AGH, 2 rok, Kartografia geologiczna
Kartografia Wglebna KW GG id 72 Nieznany
opracowanko histogram id 338711 Nieznany
NIB opracowane zagadnienia id 3 Nieznany
opracowanie ak id 338118 Nieznany
Opracowanie klp id 338270 Nieznany
Opracowanie seminaria id 338435 Nieznany
opracowanie lewkowicz id 338277 Nieznany
więcej podobnych podstron