ZESTAW 10

zwrot ruchu uskokowego względem struktury ogólnej

(a) uskok antytetyczny - przeciwdziała następstwom strukturalnym nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego

(b) uskok homotetyczny/syntetyczny- wzmacnia następstwa strukturalne nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego

Powstawanie spękań pierzastych

spękania pierzaste są cechami spękań (pionowych) otwierających się przy najmniejszym naprężeniu głównym (σ3) działającym poziomo (σx) i prostopadle do płaszczyzny spękania.

W przypadku znaków pierzastych drugie z głównych naprężeń poziomych jest większe od pionowego (σy = σ1 > σ2), w przeciwieństwie do znaków koncentrycznych W których są zbliżone (σy ≈ σz = σ1/2)

Klasyfikacja ukoków

(1) Kąt upadu powierzchni uskokowej (α)

pionowe α = 900

strome 450 < α < 900

połogie 00 < α < 450

poziome α = 00

Uskoki listryczne [listric faults] - wykazujące krzywiznę; o systematycznie

zmieniającym się kącie upadu wzdłuż przekroju poprzecznego powierzchni

uskokowej

* szuflowe - o upadzie malejącym wgłąb

* nawieszone - o upadzie stromiejącym wgłąb

(2) kierunek ruchu uskokowego względem orientacji powierzchni uskokowej

(a) zrzutowe [dip-slip faults] - ruch równoległy do linii upadu powierzchni

uskokowej

* normalne [normal faults, normal-slip faults] - powierzchnia uskokowa jest

nachylona w strone skrzydła zrzuconego

* odwrócone (inwersyjne) [reverse faults, reverse-slip faults] - powierzchnia

uskokowa jest nachylona w strone skrzydła wiszącego

* progowe - powierzchnia uskokowa zajmuje położenie pionowe

Uskoki schodowe [step faults] - bliskie sobie, równoległe uskoki normalne lub

progowe o jednakowym kierunku zrzutu

(b) przesuwcze [strike-slip faults, wrench faults, transcurrent faults] - ruch

równoległy do linii biegu powierzchni uskokowej

* lewoprzesuwcze/lewoskrętne [sinistral faults, left-hand faults, left-slip faults]

- gdy ruch wywołuje rotację lewoskrętną

* prawoprzesuwcze/prawoskrętne [dextral faults, right-hand faults, right-slip

faults] - gdy ruch wywołuje rotację prawoskrętną

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

liniami biegu i upadu powierzchni uskokowej

* normalno-przesuwcze [oblique-normal-slip faults]

* inwersyjno-przesuwcze [oblique-reverse-slip faults]

* progowo-przesuwcze

(3) tor ruchu uskokowego

(a) uskok translacyjny [translational fault] - tor ruchu prostoliniowy lub

prostoliniowo-łamany

(b) uskok rotacyjny [rotational fault] - tor ruchu łukowy

* zawiasowy [hinge fault] - wzdłuż całego uskoku występuje jeden zwrot

ruchu

* nożycowy [pivotal fault, scissors fault] - wzdłuż uskoku występują dwa

przeciwstawne zwroty ruchu

(4) zwrot ruchu uskokowego względem struktury ogólnej [Cloos, 1928]

(a) uskok antytetyczny [antithetic fault] - przeciwdziała następstwom

strukturalnym nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego

(b) uskok homotetyczny/syntetyczny [homothetic/synthetic fault] -

wzmacnia następstwa strukturalne nachylenia warstw lub działania

uskoku nadrzędnego

Typy zasunięć płaszczowin

2typy sekwencji powst nasunie: -ku przedpolu ,-ku zagórzu Nausniecia pozasekwencyjne-są to wszyst nasuniecia które nie są sekwenc w śród nich wyróżnia się:-reaktywowane starsze nasni sekw oraz-młodsze ktore zwykle tnie uformowane wcześniej struktury fałdowo nasuwcze.Sekwenc tną warstwy w góre profilu,czyli nasuwa skały starsze na młodsze,nasunie popasek tną warstwy w górę lub w dół profilu,nasunieia te wiec nasuwają odpowiednio skały starsze na młodsz bąćmłodsze na starsze z sfałdowanych warstwach nasunie. pozasek.moze ciąć daną warstwe w obu skrzydłach pojedynczego fałdu.

Typy strukt nasunieciowych:-prosty klin tektoniczne(łuska),-systemy nasunięciowe o przeciwnej wergencji łusek na pojedynczej powierzchni odkłucia,-cienkooskorupowe struktury typu dupleksów z nasuni dachowym(nd),-struktura typu z wyciskania powstała w wyniku inwersji systemu ekstensywnych uskoków listrycznych,-hybrydowy system zasunięć w tzw strefie trójkątnej rozwojem dupleksów w podłożu oraz systemem imbrykacyjnym i struktur powstał z inwersji basenów ekspensy.,-systemy nasun o przeciw wergencji łusek odmiennej dla cienkoskorup strukt.tupy dupleks i dla gruboskorupo,imbrykacyj struktur obejmujące podłoz krystaliczne.

ZESTAW 11

roznice miedzy scinaniem prostym a czystym

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

w elipsoidę trójosiową. Są to odkształcenia rotacyjne (np. formowanie fałdów

asymetrycznych, obalonych, itp.) ścinanie czyste [pure shear]: odkształcenie nierotacyjne, którego osie w procesie deformacyjnym nie zmieniają położenia (np. formowanie fałdów

stojących). W miarę postępu odkształcenia osie elipsoidy odkształcenia

zachowują swoje położenie.

Parametry powierzchni uskokowej

•bieg i upad, a jeśli powierzchnia uskokowa jest zakrzywiona - orientacja

płaszczyzn stycznych do poszczególnych fragmentów

• określenie pozycji struktur linijnych na powierzchni uskokowej (np. rysy

ślizgowe):

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

uskokowej, zawarty między jej biegiem a lineacją

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

Tektonika naskórkowa

wszelkie procesy deformacyjne związane z rozległym, płytkim odkuciem górnych poziomów skorupy.

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

I - ekstensyjne; ruch względny poprzeczny względem ścian spękania II - ścięciowe; ruch ślizgowy prostopadły do krawędzi spękania III - ścięciowe; ruch ślizgowy równoległy do

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

Kształt fałdów w planie

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

ZESTAW 12

Charakterystyka procesów zginania / Fałdowanie ze zginania

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

Ponieważ skały mają niską sprężystość i lepkość więc niemożliwe jest większe przemieszczenie się skały w obrębie ławic (ławice mają mniej więcej stałą miąższość). W związku z tym charakterystycznym produktem tego procesu są fałdy koncentryczne (zmienna litologia, grube ławice,) bądź symilarne (uławicona skała o monotonnej litologii). W tych ostatnich może dojść do odspojenia ławic w rejonie przegubów:

Kolejną charakterystyczną strukturą jest powstały w wyniku zuskokowania fałd harmonijkowaty. Uskoki odwrócone powstają w miejscach największych naprężeń tj. w przegubach, w skałach niepodatnych (bardziej sztywnych).

Dalsza ewolucja zależy od głównie od podatności warstw a NIE od stanu naprężeń:

Ponadto pomiędzy poszczególnym warstwami może dojść do posuwu międzyfałdowego rozładowującego część naprężeń wewnątrz skały :

Tak więc gęsto uławicone skały w tych samych warunkach są bardziej zaangażowane tektonicznie niż skały złożone z grubych kompleksów gdyż reagują na nie mniejszymi naprężeniami.

Gdy w fałdowanym materiale występują powtarzające się bardziej podatne od otoczenia warstwy posuw fałdowych dokonuje się w tych warstwach i na ich granicach - powstają fałdki ciągnione i kliważ spękaniowy:

Gdy występują znaczne różnice w podatności fałdowanych skał często i gęsto występują fałdy pasożytnicze:

W pewnych warunkach (duże ciśnienie nadkładu, równoległe ściskanie, gęsta powierzchnia sedymentacyjnej anizotropii) mogą tworzyć się fałdy kolankowe:

W wyniku dalszego rozwoju fałdów pasożytniczych gdy proces jest plastyczny może dojść do budinażu tj. rozdzielenia się „nabrzmiałych” fałdków, bądź ich zuskokowania gdy ławica jest krucha

Klasyfikacja uskoków

Klasyfikacja geometryczna - kąt upadu powierzchni uskokowej:

Stały kąt upadu:

Pionowe α=900

Strome α=45-900

Połogie α=0-450

Poziome α=00

Listryczne - o systematycznie zmieniającym się kącie upadu:

Szuflowe - upad maleje w głąb

Nawieszone - upad rośnie w głąb

Kierunek ruchu uskokowego względem orientacji powierzchni uskokowej:

Zrzutowy - ruch równoległy do linii upadu powierzchni uskokowej

normalny - powierzchnia uskoku nachylona w kierunku skrzydła zrzuconego

progowy - powierzchnia uskoku pionowa

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

Przesuwczy - ruch równoległy do linii biegu powierzchni uskokowej:

a) lewoprzesuwczy (lewoskrętny) - rotacja lewoskrętna

b) prawoprzesuwczy (prawoskrętny) - rotacja prawoskrętna

C. Zrzutowo - przesuwczy - kierunek ruchu jest zawarty między liniami biegu i upadu:

a) normalno-przesuwczy - powierzchnia uskokowa nachylona w stronę skrzydła zrzuconego

b) inwersyjno-przesuwczy - powierzchnia uskokowa nachylona w stronę skrzydła wiszącego

c) progowo-przesuwczy - powierzchnia uskokowa pionowa

3. Tor ruchu uskokowego:

A. Uskok translacyjny - tor ruchu jest prostoliniowy

B. Uskok rotacyjny - tor ruchu łukowy

4. Zwrot ruchu uskokowego względem struktury ogólnej:

A. Uskok antytetyczny - przeciwdziała następstwom strukturalnym nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego.

B. Uskok homotetyczny - wzmacnia następstwa strukturalne nachylenia warstw lub działania uskoku nadrzędnego

Przebieg uskoku względem ogólnego trendu strukturalnego:

Uskok podłużny

Uskok poprzeczny

Uskok skośny

Przebieg uskoku względem lokalnego trendu strukturalnego:

Uskok wzdłuż biegu

Uskok wzdłuż upadu

Uskok diagonalny

Czym sie odzwierciedlają fałdy cylindryczne?

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

Charakterystyka orientacji spękań

Orientację spękań o dostatecznej regularnych powierzchniach określamy mierząc ich bieg i upad za pomocą kompasu . Pomiaru można dokonać bądź to w sposób bezpośredni (np. przykładając teczkę do powierzchni spękania aproksymując ją w ten sposób do płaszczyzny) albo -mając pewne doświadczenie - pośrednio, w pewnym oddaleniu od spękania (a nawet kilku spękań) - uzyskuje się wówczas bardziej wartościowy wynik uśredniony:

Celem wykonania takich pomiarów jest ustalenie statystycznego rozkładu kierunków spękań na danym obszarze na podstawie pomiarów w odsłonięciach. Wybór odsłonięc prowadzimy wg następujących kryteriów:

Równomierny rozkład odsłonięć w danym terenie.

Ściany odsłonięcia powinny reprezentować możliwie najszerszy zakres kierunków spękań

Pomiary muszą odnosić się do skał o tej samej litologii, w ławicach o zbliżone miąższości

Zbliżona głębokość ścian ppt. w różnych odsłonięciach.

Nie przestrzegając podanych reguł możemy uzyskać całkowicie fałszywy obraz - wyczytanej z orientacji i gęstości spękań - tektoniki. Na pomiar najbardziej wpływa orientacja ściany na której dokonujemy pomiarów względem kierunku spękań - efekt przecięcia ( spękań równoległych do badanej ściany nie odnotujemy). Gdy nie ma możliwości zmiany odsłonięcia, bądź jego ściany należy matematycznie skorygować ilość pomierzonych w stosunku do kąta tych spękań względem ściany odsłonięcia.

Pomiary zestawiamy i opracowywujemy tabelarycznie/numerycznie (pomierzone kierunki ciosowe zapisane w tabeli/programie analizujemy metodami statystycznymi/wektorowymi) bądź graficznie (diagramy rozetowe, przestrzenne-łukowe, przestrzenne-konturowe). Regułą jest oddzielenie spękań pionowych i prawie pionowych od nachylonych i prezentacja ich na dwóch różnych wykresach - te pierwsze najczęściej występują w przyrodzie ale nie niosą tyle informacji co spękania pochylone.

Scharakteryzuj płaszczowiny w Karpatach zewnętrznych (opiszę wszystkie na wszelki wypadek)

Karpaty zewnętrzne:

Pieniński Pas Skałkowy

Płaszczowina Magurska

Płaszczowina Śląska

Karpaty wewnętrzne:

Płaszczowiny na obszarze Tatrzańskim polski

Płaszczowina Czerwonych Wierchów

Płaszczowina Giewontu

Płaszczowina Kriżniańska

Geneza Karpat

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

Geneza Karpat Zewnętrznych

Karpaty zewnętrzne - fliszowe zbudowane są głównie z piaskowcowo-łupkowych utworów kredy i paleogenu. Na północ Karpaty sięgają najdalej w rejon Wieliczki, w kierunku zachodnim granica skręca łagodnie ku południowi i przebiega na południe od Skawiny. W kierunku wschodnim granica biegnie na linii Bochnia - Tarnów. Główną masę osadów fliszowych reprezentują kredowo-trzeciorzędowe łupki i piaskowce płaszczowiny śląskiej i magurskiej. Różnice w odporności skał na wietrzenie i erozję razem z głównymi rysami budowy tektonicznej spowodowały powstanie niezwykle urozmaiconej rzeźby powierzchni terenu. Główną cechą budowy Karpat fliszowych jest inwersja rzeźby terenu. Prawie wszystkie elementy wyniesione morfologicznie są formami wklęsłymi, wypełnionymi w części centralnej kompleksami piaskowców. Osady te, jako najbardziej odporne na wietrzenie i erozję uległy najmniejszej degradacji w stosunku do pozostałych kompleksów. W konsekwencji nastąpiło odwrócenie pierwotnej morfologii płaszczowin. Formowanie się podłoża zakończyło się u schyłku miocenu w trzeciorzędzie, po czym nastąpiła faza ostatecznego kształtowania współczesnej powierzchni przez działalność lodowca w okresach glacjalnych i wód płynących oraz stagnujących w okresach interglacjalnych. Spowodowało to, uformowanie się aktualnej sieci rzecznej oraz powstaniem szeregu złóż kruszywa naturalnego w dolinach większych rzek (Wisła, Soła, Skawa, Raba, Dunajec, Biała). W najmłodszej epoce ukształtowane zostały warunki zasilania i migracji wód podziemnych w czwartorzędowych horyzontach wodonośnych oraz warunki zasilania szczelinowych i porowych horyzontów starszych (karbon, trias, jura, kreda, trzeciorzęd):

Geneza Karpat Wewnętrznych

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

Tatry zbudowane są z krystalicznego trzonu i pokrywy skał osadowych. Najstarszymi utworami krystalicznego trzonu są skały metamorficzne Tatr Zachodnich. Znany z Tatr Wysokich granit tatrzański stanowi górnokarbońską intruzję granitową w obrębie kompleksu skał metamorficznych. Bezpośrednią pokrywę osadową trzonu krystalicznego tworzy seria wierchowa, która obejmuje kompleks skał klastycznych i węglanowych od górnego permu do dolnej kredy. Utwory reglowe zbudowane są z piaskowców, łupków i wapieni. Po utworzeniu się osadów dolnej kredy nastąpiło fałdowanie Tatr. Uformowane zostały dwie płaszczowiny nasunięte z południa ku północy. Bezpośrednio na trzonie krystalicznym zalega autochtoniczny element serii wierchowej oraz płaszczowina wierchowa. Tworzy ona fałdy Czerwonych Wierchów i Giewontu. Płaszczowina reglowa dzieli się na trzy elementy, z tego dwa występują w obrębie Tatr polskich, tworzą one pas regli zakopiańskich.

Podpunkty A, B i C zaczerpnięte z opracowania . Podpunkty D i E pochodzą ze strony Wojewódzkiego Inspektoratu Ochrony Środowiska w Krakowie. Przekroje z prezentacji prof. Zuchiewicza.

Wymienić płaszczowiny Karpat Zewnętrznych.

Karpaty zewnętrzne:

Pieniński Pas Skałkowy

Płaszczowina Magurska

Płaszczowina Śląska

ZESTAW 13

Naprężenia normalne i styczne w dwuosiowym stanie naprężenia

Założenie: jednorodna oraz izotropowa próbka skalna w przecięciu wzdłuż

płaszczyzny, w której leżą osie skrajnych naprężeń głównych (normalnych):

σ1 działa poziomo, a σ3 pionowo i obydwa są dodatnie (ściskające)

[nacisk tektoniczny + ciśnienie nadkładu]

Stan naprężeń w obrębie próbki w strefie dowolnie przeprowadzonego przekroju

nachylonego pod kątem α do osi naprężenia σ3:

Naprężenie normalne σn działające wskroś płaszczyzny przekroju, będące

sumą naprężeń σn1 i σn2, wynikających z działania naprężeń głównych

σ1 i σ3 wyniesie:

σn = σn1 + σn3 = σ1 cos2α + σ3 sin2α =

(σ1 + σ3)/2 + (σ1 - σ3)/2 cos2α

A zatem naprężenie normalne osiąga w 2 przekrojach (α = 00 i α = 900) wartości

równe odpowiednio: σ1 i σ3.

Naprężenie styczne τ

jest różnicą naprężeń cząstkowych τ1 i τ3, gdyż są one

przeciwnego znaku:

τ = τ1 - τ3 = (σ1/2) sin2α - (σ3/2) sin2α =

(σ1 - σ3)/2 sin2α

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

główne), a osiąga maksimum przy α = 450, gdzie:

τ max = (σ1 - σ3)/2

Warunek ten jest spełniony w 2 przekrojach, przypadających na dwie

wzajemnie prostopadłe płaszczyzny największego ścinania, symetralne

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

Teoretycznie, taka powinna być pozycja ewentualnych uskoków; w praktyce

odchyla się ona nieco od tych płaszczyzn.

O wartości naprężenia ścinającego decyduje nie bezwzględna wartość

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

różnicą naprężeń [stress difference, differential stress], albo

naprężeniem dewiatorowym [deviatoric stress].

Oznacza to, że możliwość powstania uskoków wcale nie musi być większa

na większych głębokościach, gdzie działają wielkie siły, ale gdzie stan

naprężeń często zbliża się hydrostatycznego.

Baseny miedzyprzesuwcze

Wydłużanie kompensacyjne - głównie przez uskokowanie normalne,

które między dwoma równoległymi uskokami przesuwczymi doprowadza

do powstania:

zapadlisk międzyprzesuwczych, czyli zapadlisk z odciągania

[pull-apart basins; rhombochasms].

Pole naprężeń przy końcach uskoku przesuwczego

szczególnie intensywne deformacje między zakończeniami dwu uskoków

ustawionych schodkowato:

* jeśli ruch wzdłuż tych uskoków ma charakter przeciwbieżny, tworzą się

wypiętrzenia międzyprzesuwcze,

* jeśli rozbieżny - zapadliska międzyprzesuwcze.

Strefy trójkątne

oraz dupleksy o pasywnym stropie rozwijają się często na frontach orogenicznych w strefie przejściowej między brzeżnymi pasmami fałdowo-nasuwczymi a osadami zapadlisk przedgórskich W skali regionalnej rozwój brzeżnych, nasuwczych stref orogenów oraz pryzm akrecyjnych może być opisany przez model tzw. klina krytycznego orogenu lub pryzma akrecyjna rozwijają się na podobieństwo pryzmy piasku zgarnianej przez buldożer („model buldożerowy”), która deformuje się przy zachowaniu kąta krytycznego zależnego od: współczynnika kohezji, współczynnika tarcia i ciśnienia porowego. W trakcie postępującego ruchu takiej pryzmy, w jej obręb jest włączany materiał znajdujący się u jej czoła. Front orogenu: (1) struktura podpowierzchniowa (wgłębna) - gdy deformacje odbywają się w całości pod powierzchnią terenu lub dnem zbiornika wodnego (basenu

przedgórskiego) (2) struktura powierzchniowa - gdy fałdy i nasunięcia przynajmniej częściowo

wynurzają się na powierzchnię Front orogenu: (1) najczęściej: imbrykacyjna seria nasunięć o wergencji skierowanej na przedpole orogenu, w której dominującą rolę pełni nasunięcie frontalne (2) rzadziej: powstaje tzw. strefa trójkątna,będąca przejawem tektoniki klinowej

Z uskokami nasuwczymi wiążą się charakterystyczne fałdy (1) związane z wygięciem powierzchni uskoku (2) związane z propagacją uskoku (3) fałdy z odspojenia/odkłucia W przypadku fałdów z odkłucia nie powstają rampy; całkowite przemieszczenie wzdłuż uskoku odbywa się w obrębie jednego horyzontu podatnego, fałdy zaś tworzą się wyłącznie w wyniku deformacji nadległych warstw. Strefa trójkątna - termin wprowadzony dla frontu orogenicznego Gór Skalistych w stanie Alberta: - struktura zbliżona kształtem w swym przekroju poprzecznym do trójkąta, ograniczona od dołu połogą powierzchnią odkłucia, a od góry dwiema

przeciwnie (na zewnątrz takiej strefy) zapadającymi powierzchniami nasunięć, które wykazują przeciwstawne zwroty przemieszczeń nasuwczych W przedniej części takiej strefy występuje wsteczne nasunięcie frontalne a cechą nadpowierzchniową jest występowanie frontalnej monokliny .w której osady zapadliska przedgórskiego zapadają w stronę przedpola Istotny jest „klinowy” charakter przemieszczenia frontu orogenicznego; stąd nazwa „tektonika klinowa” .Wnętrze strefy trójkątnej często zajmuje dupleks o pasywnym stropie nadkład tworzącego się dupleksu nie jest wraz z nim przemieszczany nasuwczo, dzięki czemu frontalna część powierzchni stropowego odkłucia dupleksu uzyskuje wsteczny zwrot przemieszczenia i staje się wstecznym nasunięciem frontalnym.

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

Podział spękań ze względu na cechy mechaniczne

1. spękania ekstensyjne [extension fractures]

2. spękania ścięciowe [shear fractures]

3. spękania hybrydowe [hybrid fractures] - spękania sprzężone o kącie

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

Fałdowanie z płynięcia

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

Płynięcie polega na przemieszczaniu materiału fałdowanych skał jednorodnie w całej masie skały. Płynięcie prowadzi do zmian miąższości ławic. W stadium mało zaawansowanym następuje nabrzmienie przegubów, później tworzą się struktury z klasy fałdów grubiejących.

Przy wyraźnie ukierunkowanym płynięciu powstają na ogół fałdy symilarne. W skałach zbudowanych z lamin o różnej podatności obserwuje się zafałdowania dysharmonijne. Laminy podatne mają bardzo zmienne miąższości i wyklinowują się obocznie. Charakterystyczne są zerwania ciągłości poszczególnych lamin, gwałtowne ich kończenie się oraz„połamanie” lamin mniej podatnych.

ZESTAW 14

Własności plastyczne skał

Czynniki:

* ciśnienie otaczające [confining pressure]

* temperatura

* płyny porowe

* czas

Ciśnienie otaczające - ciśnienie oddziaływające na odkształcaną próbkę

zewsząd. Takim jest ciśnienie litostatyczne, wytwarzane przez ciężar nadkładu

skalnego.

Badania doświadczalne w aparacie trójosiowym. Próbka skalna o kształcie

walca jest poddawana najczęściej doświadczeniu kompresyjnemu.

Polega ono na jednoczesnym ściskaniu osiowym σ1 oraz bocznym

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

naprężeń sigma wynosi σ = σ1 - σ2(3).

To ściskanie boczne jest odpowiednikiem ciśnienia otaczającego.

Wyniki doświadczeń dla skał osadowych:

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

podniesieniu ciśnienia otaczającego do pewnej krytycznej wartości

(2) systematyczny wzrost wytrzymałości z przyrostem ciśnienia otaczającego

(3) systematyczne wzmacnianie deformowanej skały

(4) skały o drobniejszym ziarnie mają zwykle wyższą wytrzymałość i wyższe

granice sprężystości i plastyczności

Podatnego zachowania się skał można oczekiwać już na głębokościach

kilkukilometrowych.

Podatność różnych typów skał wykazuje różną wrażliwość na ciśnienie

otaczające, czy naprężenie średnie:

(σ1 + σ2 + σ3)/3

Temperatura

Rola przyrostu temperatury rośnie wraz z głębokością. Przyrost ten

zwiększa zazwyczaj podatność, ale obniża granice plastyczności i

wytrzymałość, a także powoduje spłaszczanie się krzywych σ/ε.

Dla skał osadowych z wyjątkiem kwarcytu - na głębokościach rzędu 15 km

(ciśnienie wszechstronne ok. 500 MPa, temperatury 300-5000C) -

odkształcenia w pełni podatne.

Skały krystaliczne w tych warunkach mogą zachowywać się jeszcze jak

kruche.

Płyny porowe

(1) oddziaływania chemiczne

(2) oddziaływania krystalochemiczne

(3) oddziaływania fizyczne

•oddziaływania chemiczne: w skałach łatwo rozpuszczalnych (sole, gips)

i długo obciążanych obecność wody lub innego rozpuszczalnika powoduje

znaczny wzrost podatności.

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

ciśnieniem [pressure solution].

Jest to rozpuszczanie pobudzane przez naprężenie ośrodka rozpuszczanego.

Wg zasady Rieckego, materiał sprężysty poddany działaniu rozpuszczalnika

w polu naprężenia ściskającego łatwiej rozpuszcza się w miejscach, gdzie to

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

gdzie jest ono najmniejsze i tam ulega wtórnemu wytrącaniu. Proces ten

prowadzi do przegrupowania materiału skalnego bez przerwania ciągłości

ośrodka.

Skutki rozpuszczania pod ciśnieniem - powstanie w skale dziobatej

powierzchni nieciągłości, zw. szwem stylolitowym [stylolitic seam], w obrębie

której występują równoległe do siebie, wydłużone elementy w formie:

piramidek, słupków, pręcików.

Ta lineacja stylolitowa jest cennym wskaźnikiem tektonicznym, gdyż cechuje

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

stylolityzacji.

Stylolity bywają zgrupowane w postaci masywniejszym pasm lub izolowanych

gniazd.

Szwy stylolitowe są często wyścielone powłoką stylolitową [stylolitic coat] -

rezyduum trudniej rozpuszczalnych składników skały.

Kierunek lineacji stylolitowej:

(a) prostopadły do uławicenia (przy szwach zgodnych z uławiceniem):

wówczas czynnikiem stylolityzacji był nacisk nadkładu, a proces przebiegał

wcześnie, już w trakcie diagenezy (stylolity litostatyczne)

i/lub

(b) poziomy lub połogi, często równoległy do uławicenia, a w warunkach

zaburzonych często skośny: tu czynnikiem musiały być naprężenia

tektoniczne (stylolity tektoniczne)

W skałach okruchowych pospolite są mikrostylolity na stykach ziarn, a także

niestylolitowe wgłębienia jednych ziarn lub otoczaków w drugie -

wciski [pit holes].

Niestylolitowe powierzchnie rozpuszczania pod ciśnieniem mogą mieć też

postać falistych, a nawet dość gładkich powierzchni kliważu.

•oddziaływania krystalochemiczne:

spadek wytrzymałości po nasyceniu wodą jest charakteryzowany

współczynnikiem rozmiękczania (stosunek wytrzymałości próbki nasyconej

do wytrzymałości w stanie powietrzno-suchym).

Przyczyną są przekształcenia krystalochemiczne minerałów ilastych w

obecności wody.

W polu podwyższonych ciśnień i temperatur następuje osłabienie

hydrauliczne [hydraulic weakening], stwierdzane w kwarcu, a objawiające się

znacznie ułatwionym płynięciem plastycznym kryształów wzbogaconych w

wodę.

* oddziaływania fizyczne: wzrost kruchości skały

Im większe ciśnienie wody (ciśnienie porowe; pore pressure), tym mniejsza

podatność odkształcenia i mniejsza wytrzymałość skały. Woda przesycająca

skałę przejmuje na siebie część zewnętrznych naprężeń normalnych σt, równą

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

naprężeń na szkielet mineralny skały, a więc także redukując uplastyczniające

skałę oddziaływanie ciśnienia otaczającego, aż do jego zupełnej neutralizacji,

przy p = σt.

Naprężenie normalne realnie funkcjonujące w obrębie substancji mineralnej

skały, zw. naprężeniem czynnym [effective stress] jest różnicą naprężenia

całkowitego [total stress] σt i ciśnienia porowego p:

σe = σt - p [wzór Terzaghiego]

Warunkiem ważności wzoru jest dostateczna porowatość skały i jej pełne

nasycenie płynem.

Dla mechaniki spękań i nasunięć istotny jest stosunek ciśnienia porowego do

ciśnienia litostatycznego, λ:

λ = p/σlit

Wartości λ: 0 ≤ λ ≤ 1

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

porowe o wysokim ciśnieniu osłabiają też wpływ temperatury.

Anormalne ciśnienia porowe, przekraczające wartość naturalnego ciśnienia

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

istnieje możliwość bardziej kruchego zachowania się skał niż by to wynikało z

głębokości. Jest to powodem częstego występowania “kruchych” uskoków na

głębokościach do kilkunastu kilometrów.

Czas

Postępujące, powolne odkształcanie ciągłe, natychmiast nie odwracalne

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

sprężystości, granicy plastyczności i wytrzymałości ustąpienia nosi nazwę

pełzania [creep].

Wszelkie procesy płynięcia materiałów nie będących cieczami Newtona,

wyraźnie uwarunkowane przez czynnik czasu, są przedmiotem badań reologii

Powstanie dużych rowów

nie jest uwarunkowane bezwzględnym rozciąganiem poziomym, ale warunkiem subsydencji wnętrza rowu jest tensja dewiatorowa,czyli przewaga naprężenia litostatycznego nad ciśnieniem poziomym pochodzącym z innych źródeł.Rowy i zręby ograniczone przez uskoki odwrócone podchodzą w większości z pionowych ruchów blokowych podłoża.Według teorii ramowej rowy tektoniczne są wynikiem wgniatania bloków skorupy przez naciski poziome - przypadek bardzo rzadki.Rowy i baseny obrzeżone uskokami normalnymi, gdy znajdą się w polu późniejszej kompresji, są predestynowane nie do obniżania, lecz do inwersyjnego wydźwignięcia.Rowy w Polsce: górnej Nysy Kłodzkiej, krzeszowicki największa depresja uskokowa Polski : zapadlisko Przedkarpackim rowy tektoniczno-sedymentacyjne : np. rów Kleszczowa rowy starsze (np. kimeryjskie), wielokrotnie odnawiane zręby - Sudety

Tektonika skorupkowa - angażuje głębsze poziomy i obejmuje raczej nasunięcia ze ścinania, generalnie dysharmonijne względem zastanej struktury.

Typy żył

żyły syntaksjalne - krystalizujące od ścian ku środkowi żyły, złożone z tych samych minerałów, co skała otaczająca, których dwie warstwy/powłoki stykają się wzdłuż szwu centralnego; żyły syntaksjalne - świadczą o warunkach ogólnej ekstensji (poszerzania masywu z przyczyn zewnętrznych); sugerują mechanizm pękania hydraulicznego i epizodycznego w warunkach ogólnej kontrakcji i tylko lokalnego rozwierania

żyły złożone - będące kombinacją poprzednich; oznaczają zmianę warunków naprężeniowych albo prędkości ekstensji w pewnej fazie rozwoju żyły

żyły kryształów „rozciągniętych”- krystalizujące od ścian, jak w (a), ale w warunkach nadążania krystalizacji za rozwieraniem szczeliny; materiał tożsamy ze skałą otaczającą, brak szwu centralnego, pękanie typu crack-seal zaznaczone w poszczególnych włóknach, a nie całej żyle; sygnalizują umiarkowaną, powolną ekstensję przy współudziale pękania hydraulicznego.

Zakrzywienie i przechylenie kryształów w żyłach włóknistych jest wynikiem dostosowywania się rosnących kryształów do zmieniającego się kierunku poszerzania szczeliny - pojawienie się składowej stycznej.

Inny podział żył: dylatacyjne - utworzone przez mechaniczne otwarcie przestrzeni dla żyły niedylatacyjne - wynikające z metasomatycznego zastąpienia skały ościennej w sąsiedztwie jakiegoś spękania przez

materiał żyły

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

fałdki kolankowe

załomowe) fałdy niższego rzędu stowarzyszone z fałdowaniem nadrzędnym, tworzące asymetryczne zygzaki, zwykle skupione w wąskich pasmach kolankowych

Fałdki kolankowe - o przegubach zygzakowatych, załamanych, obserwuje się

w skałach z gęstymi powierzchniami anizotropii, wzdłuż których poślizgi są

utrudnione. mają głównie rozmiary rzędu milimetrów, a powstają gdy zginanie odbywa się przy dużym ciśnieniu otaczającym. Fałdki te mają przeciwną wergencję niż fałdki

ciągnione.

---