Glaci oznacza oczywiście lód lodowcowy, a dokładniej rzecz biorąc lądolód. Bo glacitektonika jest powodowana najczęściej wielkimi masami lodowymi. Tektonika to deformacje osadów zwykle dużej skali, powodowane naprężeniami mas skalnych. Tutaj zaś czynnikiem sprawczym jest lądolód. Zjawiska glacitektoniczne można podzielić na dwie genetyczne grupy.

Pierwsza to dynamiczne struktury deformacyjne, wywoływane przez lądolód aktywny. Tutaj jak widać klasyfikujemy fałdy (w domyśle dodaję nie wszystkie, bo o tych fałdach które nie są wyznacznikiem glacitektoniki też będę dziś mówił) łuski, nasunięcia i kry glacjalne.

Kra glacjalne to wielki porwak skał podłoża inkorporowany do lądolodu w efekcie procesów egzaracyjnych i przetransportowany. Mają czasem wielkie rozmiary do setek metrów. U nas w Polsce w takich krach założone są nawet duże zakłady eksploatacji kruszyw.

Druga grupa to deformacje związane ze statycznym oddziaływaniem stagnującego lądolodu. Nie bierze tu udziału aktywny lądolód, ale taki który zaczyna znikać. Często jest martwy i rozdzielony na bryły martwego lodu. Tu mamy diapiry i uskoki. Uskoki znowuż nie wszystkie o czym powiemy.

Dynamiczne struktury deformacyjne

Jesteśmy w największym łuku moreny czołowej w Europie. Wspomniałem już o łuku Mużakowa, na pograniczu Polski i Niemiec. To morena czołowa spiętrzona. W sytuacji, gdy czoło lądolodu stacjonowało dłuższy czas w jednym miejscu, istniały duże różnice naprężeń pionowych wynikających z obciążenia lądolodu. Przez to naprężenia przenosiły się od strefy lądolodu do powierzchni terenu, tworzyły się powierzchnie nieciągłości będące fragmentami kolejnych łusek tektonicznych. W modelu DEM morena czołowa wygląda tak, że rogal zakręca i zmierza ku północnemu zachodowi w strefie Niemiec. Widać, że zgodnie z osią moreny czołowej mamy wzniesienia rozdzielone charakterystycznymi obniżeniami o tym samym ukierunkowaniu. W praktyce to efekt tego, że w obrębie łusek oraz fałdowych deformacji na zapleczu, węgiel brunatny wychodził na powierzchnie. Był on mniej odporny, a zatem erozja i denudacja spowodowała, że był on wymywany odprowadzany. Na wychodniach miąższych i rozleglejszych miała miejsce wręcz eksploatacja, a zatem wtedy obniżenia miały charakter antropogeniczny.

Oprócz tych form widać ukośnie biegnące do pierwszych mniejsze obniżenia i kulminacje, które są niczym innym jak morfologicznym zapisem struktur deformacyjnych nieciągłych, typu uskoków - uskoków kulisowych ukierunkowanych ukośnie w stosunku do osi poszczególnych łusek. Uskok przesuwczy musiał być efektem olbrzymiego naprężenia horyzontalnego, wynikającego z tego, że jeżeli przez dłuższy czas lądolód stagnował na jednej linii i dochodziło do wypierania kolejnych łusek przed czoło to po tym musiał zajść krótki etap niewielkiej transgresji. W efekcie tego ta pozytywna forma morfologiczna, morena spiętrzona została zepchnięta w kierunku południowym i doszło do zaistnienia uskoków przesuwczych.

Na zapleczu czoła lądolodu, czyli w bardziej wewnętrznej strefie marginalnej dochodziło do powstania fałdów, gdyż nie było tutaj aż tak dużych naprężeń, które doprowadziłyby do cylindrycznych ścięć.

Fałdy tworzące się pod stopą transgredującego lądolodu, czyli jesteśmy ciągle w grupie dynamicznych, są najczęściej fałdami asymetrycznymi, pochylonymi, obalonymi lub przewalonymi, a wergencja ich jest zgodna z kierunkiem transgredujących mas lądolodu, które znajdowały się ponad strefą deformacji fałdowych. Fałd symetryczny będzie miał oś taką, a pochylony taką (1) a ta wartość kątowa jest miarą wergencji. No i ta wergencja jest południowa, bo tak transgredowały masy lądolodu. Czyli zwykle nie są symetryczne i mają wergencję, a z wergencji można interpretować kierunek nasuwających się mas lodowych.

Narysowałem oś fałdu wergencja w prawą, czyli w prawą stopa lądolodu.

Jeżeli przyjrzymy się fałdom glacitektonicznym w dużej skali, wywołanym przez poruszającą się nad osadem stopę lądolodu, to bardzo często w obrębie fałdów mamy deformacje typu kruchego czyli uskoku. Jeżeli mamy fałd asymetryczny, w którym istnieje liczna sieć spękań i uskoków to jest to dla geologa dowód, że lądolód jest aktywny, a deformacja jest dynamiczna.

Jesteśmy w dalszym ciągu w strefie łusek. To przykład kolejnej moreny spiętrzonej (Niemcy, Saksonia). Ona składa się w jądrze w większej części z nasunięć typu łuski. W łuskach tych są osady neogenu, gdzie mamy głównie iły wieku mioceńsko – plioceńskiego. Na górze osady glacjalne czy glacigeniczne, bowiem mamy też zaangażowane osady fluwialne czyli glacigeniczne. Stąd wniosek, że te osady które są zaangażowane w strukturach łusek musiały być starsze niż osady, które nie biorą udziału w tych deformacjach, gdyż jak lądolód dotarł i jego czoło stanęło w miejscu, to wyciskał starsze osady i osad przykryty potem tymi glacifluwialnymi, a może i tymi glinami, które trzeba interpretować tu jako gliny spływowe.

W realiach polskich najczęściej mamy tego typu sytuację, że jeżeli mamy morenę spiętrzoną, dużą formę glacitektoniczną z dużymi zaburzeniami, to regułą jest, że nie tylko starsze osady czwartorzędowe plejstoceńskie są zaangażowane w deformację, ale także osady podłoża, neogenu. Tak jest np. blisko Poznania, jak wejdziemy na wał pożegowski i na przedmieściach Mosiny odsłonimy ścianę starego wyrobiska, może być tak że pod powierzchnią terenu znajdziemy iły formacji poznańskiej. Tak samo dziś już nieczynne kopalnie odkrywkowe w Zielonogórskiem są miejscem eksploatacji osadów neogeńskich w strefie moren spiętrzonych. Podobnie w Sieniawie pod Łagowem.

Mamy tutaj odsłonięcie w morenie spiętrzonej czołowej, gdzie mamy dwie gliny glacjalne: jedną starszą drugą młodszą, różniące się barwą. Jedna i druga zaangażowane są w glacitektoniczną strukturę deformacyjną, które zwiemy fałdem złuskowany.

Najlepsze przykłady tego znajdziemy nie w obszarach zdeformowanych glacitektonicznie, ale tektonicznie. Tak jest we fliszu Karpackim. Morfologicznie nie różnią się mocno, a nawet w skali nie są dużo większe od tych glaci. Fałdy złuskowane jak widać są asymetryczne i charakteryzują się wyprasowaniem ławic. Tutaj mamy jądro fałdu antyklinalnego, a tutaj ławicę skał trochę młodszych od tych, a na drugim ich nie ma. One zostały wyprasowane. To wyprasowanie nastąpiło po płaszczyźnie nasunięcia tego fałdu. Czyli w takim razie od osi jak będziemy robić profil litologiczny w jedną i w drugą stronę, to nie napotkamy na te same ogniwa litologiczne. Od strony wyprasowania będziemy mieć niepełny profil litologiczny. Jak mamy sprasowane skały i są wykształcone w fałdach asymetrycznych i pochylonych, będziemy mieć na przemian antykliny i synkliny. A tu mamy owszem niesymetryczne formy antyklinalnych fałdów, ale między nimi nie mamy dobrze wykształconych synklin, dlatego, że cała jedna część synkliny została wyprasowana po płaszczyznach nasunięć.

Teraz jeżeli pojedziemy na wybrzeże wyspy Rugia, to mamy tam wysokie na kilkadziesiąt metrów klify, w których mamy świetne przykłady glacitektoniki. Mamy wielkie fałdy pochylone, złuskowane dlatego, że o ile tutaj mamy to ogniwo, to po drugiej stornie już go nie mamy. Zostało wyprasowane. Czyli mamy charakterystyczne wyprasowanie ławic skalnych w strefach płaszczyzn nasunięć. I mamy również szczątkowo zachowane synkliny ale są one bardzo silnie ściśnięte i słabo wykształcone dlatego że mamy znów brakujące duże partie osadów wzdłuż płaszczyzn nasunięć. Wergencja fałdów złuskowanych jest jednolita i odpowiada czynnikowi sprawczemu czyli lądolodowi.

Mielnik nad Bugiem na Podlasiu. Na powierzchnię terenu wychodzą osady kredy. Wszystko jest spowodowane glacitektoniką. Mamy fałdy o jednolitej wergencji. Mamy fałdy ściśnięte, gdzie mamy struktury synklinalne, mocno ściśnięte, ewentualnie wręcz ich brak, wergencja jest jednolita, brak jest niektórych ogniw, których to brak wynika z wyprasowania mniej odpornych na naprężenia ogniw skalnych. Jak widać w strukturach fałdów złuskowanych mamy zaangażowany osady trzeciorzędu, ale także kredę.

Mamy wkop w morenę czołową spiętrzoną. Uławicenie zdeformowane biegnie tak, w górę, a dalej tak jak wygląda z sedymentacji. Granica jest jak nożem uciął i trzeba ją wyinterpretować jako powierzchnię nasunięcia. Tym bardziej, że położenie tej powierzchni nieciągłości jest takie jak warstwy od lewej.

Odsłonięcie w morenie czołowej. Na nasunięciu gliny, pod tym piaski żwiry i glina glacjalna. Tu z jednej strony mamy kontakt wyraźnej niezgodności, to kontakt deformacyjny, a z drugiej strony mamy fałdy. Z tym, że dużo z tych fałdów jest wręcz fałdami przewalonymi. Jeżeli narysuję osie dwóch największych fałdów to jedna oś fałdu jest obalona, a druga przewalona. Wergencja jest N i drugiej strony jest tak sama, skierowana na północ, co nie bardzo odpowiada nam, bo zwykle jest południowa. Ta glina glacjalna to nie jest glina z odłożenia, ani deformacyjna, ale spływowa. To glina spływowa, która spływała z wielkiej bryły martwego lodu, który obszedł z drugiej strony. To był spływ kohezyjny. A naprężenia wywołane tym bardzo miąższym i wolno przemieszczającym się osadem spowodowała powstanie tych przewalonych czy leżących fałdów powstających głównie w osadach glacifluwialnych. Czyli w tym wypadku czynnikiem deformacyjnym nie były przemieszczające się masy lądolodu, ale wielki spływ glacifluwialny, który zdeformował starsze niżej leżące osady glacifluwialne

Pozostajemy w strefie łusek. Mianowicie do tej pory pod lądolodem zrobiliśmy założenie, że mamy wszędzie luźne osady starszych zlodowaceń, które są osadami luźnymi. Tutaj mamy sytuację, że pod skałami luźnymi są skały zlityfikowane, a podłoże jest sztywne, a powierzchnie tego podłoża nachylona jest przeciwnie do mas transgredującego lądolodu. W takich sytuacjach osad jest najpierw wyciskany w kierunku ukośnie w dół, ale że tutaj mamy poważny opór to nagle ruch osadu z powodu tego przeciwstoku idzie ku górze. Co za tym idzie tutaj mamy obniżenie, a w strefie czołowej mamy wyniesienie powierzchni nieciągłości. Obniżenie powierzchni nieciągłości w osadach zdeformowanych w efekcie procesu glacitektonicznego, nazywamy depresją glacitektoniczną. Oczywiście jest to depresja kopalna. Na powierzchni terenu jej nie widać. To musi być deformacja dużej skali dziesiątek metrów miąższości i setek metrów do kilometrów rozciągłości. Natomiast zawsze w kierunku południowym mamy morenę spiętrzoną. Geolog powinien wnioskować w tył. Jeżeli na powierzchni terenu mamy morenę spiętrzoną, to jeśli skały zlityfikowane sztywne twarde, a w realiach Polski, to najczęściej są margle kredowe, to można liczyć się z tym, że deformacje glacitektoniczne nie ograniczają się do strefy moreny czołowej spiętrzonej, ale sięgają także na zaplecze w strefę depresji glacitektonicznych.

Tutaj mamy kolejny przykład z ziem Polskich. Tu jest kreda której paleostrop opada w kierunku północnym. Dwa kilometry to całkiem krótka podziałka. Nad marglami kredowymi zlityfikowanymi mamy muły i gliny oraz piaski czyli osady glacigeniczne i glacjalne. Natomiast w górnej części mamy bardzo dobrze widoczną deformację glacitektoniczną o miąższości strefy deformacyjnej około 40 m. Paleoobniżeniu towarzyszy od południa morena czołowa spiętrzona, która w tym wypadku nie wykształcona jest w formie dobrze wykształconych łusek glacitektonicznych, ale jest to strefa nadbudowana kolejnymi przemieszczającymi się partiami skał i nałożonymi na siebie w formie paraantykliny.

Będziemy teraz identyfikować łuski, a na dobrą sprawę nie pojedynczą tylko cały zespół. Taki zespół nazywa się dupleksem. Jak widać mamy tutaj 7 najprawdopodobniej analogicznych struktur nałożonych na siebie. Wszystkie mają prawie ten sam kształt i orientację. Czyli są one nałożone imbrykacyjnie. Tak jak klasty w rzece górskiej są, tak samo struktury o sigmoidalnym kształcie są tak ułożone dachówkowato czyli imbrykacyjnie. Cecha następna – między kolejnymi łuskami mamy powierzchnię niezgodności – kontakty tektoniczne. Jak widać one są zarówno między kolejnymi łuskami, nachylone wszystkie pod dużym kątem w tym samym kierunku, oprócz tego mamy jeszcze walne, wielkie powierzchnie niezgodności. W dupleksie mamy nasunięcie spągowe, a druga nasunięcie stropowe. Te nasunięcia zalegają horyzontalnie, bądź niemal horyzontalnie. Jeżeli takie powierzchnie uda nam się stwierdzić w osadzie, to mamy pewność, że istnieje cały zespół łusek nałożonych na siebie.

W takim razie mamy transgredujący lądolód, który transgreduje po luźnych osadach starszych, glacigenicznych. Teraz jeszcze trzeba powiedzieć o ciepłych i zimnych stopach lądolodu. Lądolody plejstoceńskie nasuwały się na ziemie Europy Centralnej względnie wolno. Generalnie był to awans wielkości setek metrów na rok. Lądolód był zatem sprawcą zimnego polarnego klimatu na przedpolu. Jeżeli taki klimat istniał na przedpolu transgredującego lądolodu to on swym czołem nasuwał się na zamarznięte osady. Zachowywały się one jak ciało sztywne. Lądolód wywołuje w swej stopie duże tarcie, poza tym izoluje ziemię od góry, więc jest także ciepło geotermalne. Czyli pod lądolodem, który dużej przykrywa dany grunt mamy warunki termiczne bliskie zeru, a często nawet ponad zero. Wtedy mówimy o ciepłej stopie lądolodu. Natomiast bezpośrednio przed czołem gdzie to przykrycie jest krótkotrwałe, a mamy ciągle osady zmarznięte, zachowujące się jak ciało kruche. W tamtej mamy wodę, lądolód się ślizga, brak deformacji, lub niewielkie i są to ciągłe plastyczne czyli fałdowe.

Tam gdzie mamy w podłożu kruchy zamarznięty osad będą się tworzyły deformacje kruche, utworzą się powierzchnie nasunięć, powstaną odkłucia między poszczególnymi masami osadu i tworzy się dupleks. W lądolodzie mamy również powierzchnie nasunięć, ale to inna bajka. One wynikają z istnienia powierzchni tangencjalnych ścięć, po których płaty lodu wypychane są ku górze i tworzą się szczeliny na powierzchni lądolodu, które biegną równolegle z jego czołem. Mamy kontakt, dobrze wykształconą niemal, że poziomo zapadająca rozole powierzchnię nasunięcia spągowego. Nasunięcie stropowe zostało usunięte. Osad mamy częściowo denudowany i odprowadzony w bezpośrednie sąsiedztwo moreny czołowej.

Statyczne struktury deformacyjne

Diapir to struktura deformacji ciągłej wynikająca z różnic obciążeń statycznych. Czyli wektory mamy pionowo ukierunkowane w dół. W strefie, gdzie nie mamy wektora obciążenia, przemieszczane są najpierw ukośnie do strefy bez nacisku pionowego, a następnie w górę. W ten sposób powstają fałdy diapirowe, które też są fałdami, ale statycznymi. One tworzą się w fazie deglacjacji kiedy mamy z jednej i z drugiej strony bryły martwego lodu, a między nimi puste miejsce, jakąś szczelinę czy przetainę, i osad niżej legły jest wypierany ku górze. Najczęściej dzieje się to w warunkach uwodnienia osadu. Czyli w osadzie mamy dużo wód porowych, które ułatwiają przemieszczanie się osadu piaszczystego ku górze.

Tutaj mamy przykład mniejszej deformacji typu diapirowego – mamy wręcz kontakt niezbyt wyraźnie wykształconej struktury antyklinalnej na kontakcie osadu zdeformowanego i niezdeformowanego. Czyli struktury pogrązowe i między nimi wykształcona struktura diapirowa.

Tam była mała o amplitudzie rzędu decymetrów. Natomiast tutaj, mamy wyraźne wyniesienia gliny glacjalnej – fałdu diapirowego – został on wypreparowany pod usuniętymi denudacyjnie żwirowo piaszczystymi osadami. Glina glacjalna wręcz zachowała pokrój kopalnego fałdu diapirowego w dużej skali.

Mówiłem, że te deformacje diapirowe dzieją się najczęściej z dużym udziałem wód porowych. Mamy tu zwykle duże naprężenia i wilgotności, czyli dobre warunki do przemieszczania osadu na krótkie odległości. Tworzy się marmurkowa struktura ostrych, licznych niewielkiej skali fałdów, które sąsiadują ze sobą. Taką strukturę nazywamy strukturą fluidalną, żeby zaakcentować że tak silna deformacja osadu wynikała z dużych naprężeń i zawilgocenia, gdyż fluid to płyn. Czyli to struktury powstałe w wyniku upłynnienia w połączeniu z dużymi naprężeniami i przemieszczeniem osadu na niewielką odległość.

Przechodzimy do deformacji kruchych – generalnie mamy uskoki zrzutowe normalne i odwrócone. Strukturą glacitektoniczną dynamiczną będą uskoki odwrócone, gdyż uskoki odwrócone wynikają z istnienia horyzontalnych naprężeń ściskających czyli mamy efekt kompresji. A tutaj w tym przypadku, żeby powstał uskok będący dynamiczną deformacją glacitektoniczną, musieliśmy mieć zupełnie inne warunki litologiczne. Żeby do deformacji kruchej doszło, wód porowych nie może być dużo albo są one zastąpione lodem. Czyli w tych strefach odwodnienia miąższych serii dobrze przepuszczalnych piasek lub żwiry, ewentualnie tuż pod czołem lądolodu, gdzie grunt był zmarznięty tworzą się uskoki odwrócone kompresyjne.

Często nie są dobrze wykształcone to są też fleksury. Czyli ta fleksura też jest odwrócona czyli kompresyjna.

Mamy osady dobrze przepuszczalne: piaski. Spąg tej samej warstwy zaznaczono czerwonymi kreskami. Mamy powierzchnię uskoku i widać że on jest odwrócony. Widać, że powierzchni uskokowych jest cały szereg, ich orientacja jest taka sama. Wszystkie reprezentują odwróconą aranżację warstw. Jeżeli chodzi o to, to nie będą pojedyncze uskoki. Będziemy mieć bardzo często zespoły uskoków o takiej samej orientacji i naturze.

Mamy odsłonięte generalnie osady glacigeniczne i glacjalne. Widać, że w dole ściany mamy niewątpliwie osady zdeformowane, zakładamy że to nie delta. Wyżej mamy glinę glacjalną, która już takiego zaburzenia deformacyjnego nie wykazuje. A ten zdeformowany to piaski i muły. I w tego typu sytuacji osad na dole interpretuje się jako deformację glacitektoniczną, dlatego że powyżej tego mamy osad glacjalny czyli dowód na istnienie lądolodu. Ta na górze to prawdopodobnie glina wytopnieniowa związana genetycznie i stratygraficznie z lądolodem, deformującym osady niżej ległe. Wiek powstania jest taki sam. Wiek glin glacjalnych najczęściej w praktyce określa się wskaźnikami petrograficznymi tych klastów, które występują w danej glinie bo źródłowe obszary poszczególnych zlodowaceń były nieco inne, więc każda glina ma nieco inny skład petrograficzny.

Do tej pory jak mówiłem od deformacjach tworzonych tuż przez czołem. Mieliśmy w głowie to cylindryczne wyciskanie. Natomiast na górze identyfikowaliśmy uskok przesuwczy (zachowany w osadach moreny spiętrzonej łuku Mużakowa). Czyli osady czołowo morenowe nie tylko były tak wyciskane, ale mogły też ulegać deformacji postępującego czoła lądolodu, które działało jak spychacz.

Zrobiono na stole eksperyment. Ułożono kolejne warstwy poziomo zalegające plastycznego materiału. Następnie wzięto blok i przesuwano go, tak że udawał lądolód transgredujący na czoło moreny czołowej. Utworzyły się fałdy o zgodnej wergencji. W takim razie powstawanie struktur fałdowych nie tylko ograniczone może być to stopy ciepłego lądolodu, ale również tuż na przedpolu czoła lądolodu, jeżeli osad jest pchany przez czoło mogą powstawać struktury fałdowe o tej samej wergencji. To mogę być fałdy przebiegające horyzontalnie.

Wreszcie deformacje glacitektoniczne są często o dziwo nie w osadach glacjalnych, ale także w rzecznych. To jest tak zwana glacitektonika dolinna. Narysujmy sobie przebieg tych dolin (2). Mamy tu pradoliny na przedpolach kolejnych lądolodów. Układ jest równoleżnikowy. Pradoliny to wielkie szerokie doliny wypełnione aluwiami, piaskami najczęściej. W takim razie, jak zrobimy sobie profil, to sytuacja będzie wyglądała następująco (3). Czyli strefy pradolin będą strefami, gdzie osady dobrze przepuszczalne piaski i żwiry będą deformowane przez wielkoskalowe obszary deformacji tektonicznych. Czyli strefy pradolin są strefami występowania intensywnych deformacji glacitektonicznych, czyli nie osady glacitektonicznie ulegają deformacji, ale aluwialne.

Wysoczyzna Łódzka zbudowana jest głównie z glin glacjalnych. Obszar znalazł się w strefie glacimarginalnej podczas zlodowacenia Warty. W pierwszym etapie lądolód wdarł się na obszar Wysoczyzny Łódzkiej z największego obniżenia, którym była pradolina Warty. Z czasem masy lodowe zaczęły również napierać na z drugiej strony od NNW. Z istniejącej już wówczas doliny Bzury awansowały na „przedmieścia miasta Łodzi. W tym miejscu powstały formy o genezie glacitektonicznej zwane wzniesieniami Łódzkimi.

To wyglądało tak (4) – doszło do powstania łusek glacitektonicznych, a potem odkłucia stropowego dla dolnego dupleksu i nad nim powstała nowa seria czyli zespół łusek glacitektonicznych. A że na przedpolu były jakieś świeżo zdeponowane osady glacifluwialne to w ich obrębie powstały z nacisku łusek struktury deformacyjne.

W odsłonięciach znajdujących się na północ i na północny wschód od Łodzi widzimy bardzo ładnie spiętrzone moreny czołowe w pagórach Łódzkich dwie generacje łusek glacitektonicznych i duże deformacje fałdów wtórnych na przedpolu.

Osady polodowcowe często są zdeformowane, ale nie zawsze musimy utożsamiać je z deformacjami glacitektonicznymi. Teraz problem jakie typy deformacji nie zawsze należy utożsamiać z deformacjami glacitektonicznymi. Typowe będą uskoki kompresyjne czyli odwrócone. Natomiast o wiele częściej znajdujemy liczne uskoki typu normalnego (grawitacyjnego). Takie uskoki często są tłumaczone tym, że mamy strefę intensywnej akumulacji osadów glacifluwialnych. Dajmy na to jesteśmy na sandrze dziurawym, gdzie w obrębie osadów glacifluwialnych pogrzebane zostają bryły martwego lodu. Oczywiście jak to się wytopi, to tu powstaną powierzchnie kruchych deformacji grawitacyjnych czyli uskoków normalnych (5). Czyli jest to deformacja, która jest związana z lądolodem, ale tyko z zanikającą bryłą czyli nie glacitektoniczna. Grawitacyjnie partia osadu pogrąża się ku dołowi.

Mówiłem, że uskoki odwrócone najczęściej występują w zespołach, często te zespoły można znaleźć, ale te uskoki to nie są już uskoki odwrócone. To są uskoki normalne. To się stało w osadach kemu, gdzie wiemy o tym, iż kemy to osady akumulowane w efekcie deglacjacji arealnej pomiędzy bryłami martwego lodu (6). Bryły topnieją, robią się wolne przestrzenie, osad grawitacyjnie przemieszcza się w dół. Utworzą się uskoki typu normalnego. Mamy grawitację, całe zespoły uskoków normalnych, których geneza związana jest z utratą podparcia martwego lodu. Czyli osad grawitacyjnie przemieszcza się w dół czy pogrążą.

Mówiłem również o fałdach. Nie wszystkie musza być fałdami glacitektoniki dynamicznej aktywnej. Często mamy fałdy spływowe, czyli grawitacyjne, czyli fałdy, które związane są z istnieniem paleoskłonu, czyli nachylonej powierzchni. W tym wypadku ta ostatnia niezdeformowana warstwa mówi o istnieniu takiego paleoskłonu, a te zagięte to efekt grawitacyjnego spływania jakiejś mniej lub bardziej zwięzłych czyli kohezyjnych osadów. Wergencja fałdów jest mnie więcej zgodna z ukierunkowaniem skłonów, po której paleoprzemieszczenie zachodziło. Oczywiście bardzo często te deformacje będziemy znajdować w osadzie, który jest mniej lub bardziej ilasty, jest silnie nawodniony i przemieszcza się po silnie nachylonej powierzchni. Zwróćmy uwagę na ten scyzoryk,. Skala jest bardzo ważna.

Deformacje glacitektoniczne to najczęściej wielkie deformacje typu kruchego lub plastycznego, a inne to zdecydowanie mniejszej skali już są. Fałdy – zespół który nie wykazuje tej samej wergencji i często ścina się jedne przez drugie – nie powstały w tej samej chwili, w efekcie tego samego czynnika działającego jednocześnie, gdzie bardzo ciężko jest cokolwiek pomierzyć a jeżeli pomierzymy elementy tych fałdów to nie wyjdzie na jedne wypadkowy kierunek, który możemy utożsamiać z tym samym czynnikiem to są struktury konwolutne. One mają genezę peryglacjalną o czym powiemy na następnym wykładzie.

Wiemy oczywiście z sedymentologii, że osady nawodnione, zbudowane z warstw o różnej gęstości, w efekcie grawitacji (różna gęstość) zapadają w dół. W strefie osadów horyzontalnych o stałej miąższości w jednymi miejscu mieliśmy nagromadzenie osadu piaszczystego lokalnego ripplemarka, kiedy osady niżej ległe były świeżo zdeponowane czyli przesiąknięte woda i między laminami istniała duża różnica gęstości i zachodzą pionowe przemieszczenia grawitacyjne. W klasycznym dobrym wykształceniu przyjmuje taką strukturę kroplowych pogrązów. Pogrązy zatem najłatwiej jest łączyć ze świeżo zdeponowanym osadem o dużej zawartości wód porowych.

Wcześniej mówiłem o diapirach. Jeżeli mamy diapir to zawsze po obu stronach powinien on mieć pogrązy. Czyli antyklina w synklinie. Natomiast w przypadku niestatecznego uwarstwienia gęstościowego, dobrze mamy wykształcone pogrązy, natomiast słabo wykształcone mamy diapiry. Proces głównie polegał na pogrążeniu się bardziej gęstego osadu w mniej gęsty. Czyli tutaj dopatrywać się diapirów trudno. Czyli przy strukturze niestatecznego uwarstwienia gęstościowego dobrze mamy wykształcone synklinalne formy fałdów pogrązowych a diapirowych słabo.

Choć oczywiście często bywa tak a szczególnie w przypadku osadów starszych niż czwartorzęd, struktury te dochodzą do całkiem dużej skali. Do takiej skali, gdy kierując się tylko tym kryterium można by się zastanawiać czy ta siła sprawcza nie wynikała z istnienia dużych mas lodowych.

Czyli reasumując. Dzielą się na aktywne dynamiczne, oraz statyczne związane z bryłami martwego lodu. Nadto istnieje cała gama struktur deformacyjnych, które choć wykształcona jest w osadach czwartorzędowych rzadko występują w osadach glacjalnych, to ich geneza nie musi być związana z oddziaływaniem lądolodu. Struktury glacitektonicznie mają dużą skalę, a te niezwiązane z lądolodem mają mniejszą skalę.

Klasyczne to zawsze struktury utożsamiane z warunkami kompresyjnymi, horyzontalnie czy ukośnie skierowane naprężenia ścinające, które generalnie powodowały ściskanie osadu. Natomiast te struktury tensyjne to mogą być glacitektonicznie związane z nieaktywnym lądolodem lub wszelkie inne struktury deformacji typu glacitektonicznego, które tworzą się w przyrodzie i zostają zachowane w osadzie.