KARTOGRAFIA - egzamin

I.

1. Podział problematyki (tektonika, geotektonika, analiza mezo- i petrostrukturalna).

Tektonika - jest to nauka zajmująca się przyczynami, przebiegiem i skutkami procesów diastroficznych, a ściślej zaburzeń jakim uległa skorupa ziemska we wszystkich skalach. Tektonika - geologia strukturalna. Strukturą tektoniczną jest zarówno kontynent, pasmo fałdowe, uskok, spękanie itp. Badania zaburzeń wymaga rozpoziomowania warstw, to jest opracowanie ich stratygrafii. Może to być:

1. litostratygrafia oparta na opisach makro- lub mikroskopowych skał;

2. litostratygrafia oparta na celach fizycznych skał: np. odporność, promieniotwórczość wzburzona, naturalna (geofizyka wiertnicza), sprężystość (sejsmika);

3. biostratygrafia bazująca na następstwach szczątków organizmów zwierzęcych lub roślinnych, zarówno makro- jak i mikroskopijnych;

4. chronostratygrafia bazująca głównie na rozpadzie nietrwałych izotopów;

5. sejsmostratygrafia bazującą na rozpoznawaniu stratygrafii, warunków sedymentacji i problemów złożowych.

Geotektonika - jest to nauka zajmująca się przyczynami i po części przebiegiem ruchów i deformacji, ściślej zajmuje się najszerszymi, globalnymi uwarunkowaniami i przejawami diastrofizmu.

Analiza mezostrukturalna - jej celem jest pośrednie odtwarzanie makrostruktur tektonicznych lub następstwa stratygraficznego przy braku innych kryteriów; określanie kolejności wydarzeń deformacyjnych i petrogenetycznych oraz ich wzajemnego stosunku; rekonstrukcja pól sił i ruchów w których odbywa się powyższa ewolucja oraz zastosowania praktycznego.

Analiza petrostrukturalna (petrotektoniczna, mikrostrukturalna, mikroteksturalna) - jest to analiza opisowa (określanie orientacji krystalograficznej minerałów w skałach zdeformowanych), a jej wyniki są interpretowane pod kątem dynamicznych i kinematycznych (naprężenia i ruchy) czynników ukształtowania się danego typu budowy wewnętrznej. Petrotektonika służy do badania anizotropowej budowy skał magmowych i częściowo osadowych oraz metamorficznych.

2. Podstawowa literatura przedmiotu.

3. Skala zjawisk tektonicznych.

Skala zjawisk tektonicznych może być:

Skala	Materiał	Wynik
Planetarna	Mapy kontynentów, zdjęcia satelitów meteorologicznych.	Tektonika Euroazji
Mega	Mapy geologiczne, zdjęcia satelitarne Landsata.	Tektonika Sudetów
Makro	Mapy geologiczne, zdjęcia lotnicze, liczne odsłonięcia, wiercenia.	Tektonika rowu krzeszowickiego
Mezo	Pomiary drobnych struktur (np. spękań w odsłonięciach).	Analiza mezostrukturalna
Mikro	Pomiary osi i wydłużenia minerałów na szlifach mikroskopowych.	Analiza petrostrukturalna

4. Materiały i metody badań wykorzystywane w tektonice.

Geotektonika - jest to nauka zajmująca się przyczynami i po części przebiegiem ruchów i deformacji, ściślej zajmuje się najszerszymi, globalnymi uwarunkowaniami i przejawami diastrofizmu.

Geodynamika (tektonofizyka) - to nauka zajmująca się przyczynami przebiegiem ruchów i deformacji, globalnymi uwarunkowaniami i przejawami diastrofizmu w aspekcie fizycznym.

Geologia strukturalna - mechanizmy deformacji i nieodłącznie związane z nimi produkty procesów deformacyjnych (struktury), w skali od średniej do drobnej.

Petrotektonika służy do badania anizotropowej budowy skał magmowych i częściowo osadowych oraz metamorficznych.

Tektonika regionalna - to dziedzina nauki zajmująca się ostatecznymi rezultatami procesów tektonicznych, czyli opisem rzeczywistości tektonicznej (budowy tektonicznej).

Analiza mezo- i petrostrukturalna.

Struktura tektoniczna - to jakikolwiek obiekt utworzony przez procesy tektoniczne, czyli składnik budowy tektonicznej dający się wyodrębnić na podstawie pewnego zespołu cech. Strukturami są zarówno obiekty jednostkowe (fałd, uskok, spękanie), jak i zbiory obiektów stanowiące pewną całość (kraton, pasmo fałdowe, ryft). Mówimy więc o megastrukturach (np. kraton, pasmo fałdowe), makrostrukturach (np. przeciętnej wielkości fałd, uskok, zrąb, rów tektoniczny), mezostrukturach (np. przeciętnej wielkości fałd, uskok, i rysy tektoniczne, spękania ciosowe, kliważ) i mikrostrukturach (analogiczne zjawiska widoczne w szlifie mikroskopowym).

5. Wskaźniki położenia spągu i stropu warstw - rys. 1 (str. 3).

1. hieroglify prądowe - w spągu ławicy;

2. uziarnienie frakcjonalne - osady fliszowe (na dole ziarno najgrubsze, ku górze zmniejszające się, niekiedy nawet przechodzące w mułowce. Uziarnienie - warstwowanie frakcjonalne niekiedy może być odwrócone;

3. warstwowanie skośne (przekątne) - laminy warstwowania przekątnego mają prawie zawsze mniejsze nachylenie w pobliżu spągu niż w stropie ławicy. W osadach piaszczystych nie przekracza ono 35'. Jeśli ponad ławicą laminowaną skośnie (maks. ponad 200m) występują warstwy poziome to zachodzi niezgodność kątowa (Góry Stołowe).

4. ścięte erozyjnie zaburzenia sedymentacyjne obserwowane w obrębie ławic (osad fliszowy)

5. spękania błotne, kliny mrozowe, pow. śródformacyjnej erozji z kanałami organicznymi.

6. świat organiczny - korale osobnicze, stromatolity, pnie drzew.

7. skały magmowe - lawy poduszkowe, wyciągnięte ku górze próżnie i migdały w lawach wulkanicznych.

6. Warstwy nie zaburzone ułożone nie poziomo - rys. 2 (str. 3).

Przyjmuje się, że warstwy nie zaburzone, są to warstwy osadzone poziomo. Jest to słuszne tylko z pewnym przybliżeniem bo w odsłonięciu warstwy, które są poziome w skali regionalnej (kilkunastu km.) mogą wykazywać nachylenia. Przykłady warstw niepoziomych:

1. warstwowanie przekątne;

2. stożki przyrafowe;

3. stożki wulkaniczne zbudowane z popiołów wulkanicznych;

4. potoki i pokrywy lawowe;

5. pokrywy zwietrzelinowe (laterytowe), lessowe, lodowe;

7. Podstawowe metody przedstawienia budowy geologicznej terenu - rys. 3 (str. 4).

Budowę geologiczną terenu można przedstawić za pomocą:

1. mapy geologicznej intersekcyjnej;

2. mapy strukturalnej;

3. przekrojów geologicznych;

4. blokdiagramów geologicznych;

5. przekrojów geofizycznych (głównie sejsmicznych);

6. materiałów teledekcyjnych (fotograficznych, skanerowych, radarowych, sonarowych itp.);

Mapa intersekcyjna - przedstawia granice poszczególnych pow. geol. za pomocą linii intersekcyjnych. Intersekcja warstwy (pow. geol.) jest to linia powstała z przecięcia powierzchni geologicznej z powierzchnią terenu, lub dowolnie przyjętą powierzchnią wgłębną. Mapa ta jest uzupełniona symbolami formacji geologicznych, zjawiskami tektonicznymi itp. Na mapach intersekcyjnych terenu płaskiego bieg warstwy jest w każdym punkcie równoległy lub styczny do linii intersekcyjnej a azymut upadu jest do niej prostopadły. Przebieg linii intersekcyjnej zgodnie z geometrią wykreślną jest ściśle związany z położeniem poziomic oraz biegiem i upadem warstw.

Mapa strukturalna - przedstawia położenie poszczególnych powierzchni geologicznych w przestrzeni przy pomocy izochips strukturalnych, to jest linii poziomych leżących na danej pow. geol. Sposób identyczny jak mapa topograficzna przedstawiająca w przestrzeni rzeźbę terenu za pomocą izochips.Izochipsy na mapie strukturalnej powinny być opisane (spąg jury, strop permu, granica między nimi). Cechy mapy strukturalnej:

1. linia biegu pow. geol (bieg warstwy), w każdym punkcie jest równoległa lub styczna do izochips strukturalnych, a azymut upadu jest do nich prostopadły;

2. mapa strukturalna nie przedstawia powierzchni poziomych, bo cała pow. mapy odpowiadałaby jednej izochipsie. Nie nadaje się również do przedstawienia pow. pionowych, gdyż izochipsy strukturalne byłyby jedna na drugiej;

3. na mapie strukturalnej można równocześnie przedstawić nie więcej niż kilka pow. geol. (nie byłaby wtedy czytelna);

Przykłady (strona 4 rys. 3).

Przekroje geologiczne - ilustrują rzeźbę powierzchni terenu lub/ i jego budowę geologiczną. Natomiast przekroje morfologiczne ilustrują rzeźbę powierzchni terenu. Pierwsze z nich opracowuje się z wykorzystaniem map geologicznych, profil wierceń, danych geofizycznych itp., drugie z nich opracowuje się na podstawie map topograficznych, czy ciągów niwelacyjnych. Przekroje mogą być: poprzeczne (prostopadłe), podłużne (równoległe) i skośne w stosunku do form morfologicznych, czy struktur tektonicznych.

Blokdiagramy - rzuty bryłowe. Przedstawiają rzeźbę i budowę terenu w sposób przestrzenny (rys. 12 str. 9). Czołowa ściana jest przekrojem terenu. Ściana boczna jest też przekrojem ale skręconym. Powierzchnia górna jest skręconą mapą.

Przekroje geofizyczne - wykonane metodą sejsmiczną, (automatyczna rejestracja fal sprężystych odbitych od warstw skalnych zalegających w głębi Ziemi) - rys. 4 str 5.

Teledetekacja - rys.5 str 5.

8. Zgodne i niezgodne ułożenie warstw.

Zgodne zaleganie warstw ma miejsce gdy przykładowo na triasie leży jura a wyżej kreda a bieg i upad tych warstw są identyczne, jeśli natomiast na kredzie zalega miocen a bieg i upad tych warstw są identyczne to mówi się, że pomiędzy kredą i miocenem zachodzi penakordancja (prawie zgodność) - rys 10 str. 9. Zgodne zaleganie warstw może być: w warstwach poziomych, pionowych, pofałdowanych, zuskokowanych (rys 11 str. 9).

Niezgodne zaleganie warstw, wtedy gdy biegi i upady są różne. Ma wtedy miejsce niezgodność kątowa (dyskordancja), która spowodowana jest przez:

1. ruchy tektoniczne, następnie erozję i sedymentację (w skali regionalnej). Czas powstania takich niezgodności jest bardzo długi (miliony lub setki milionów lat) - rys 13 str. 10;

2. tektonikę, nasuwająca się płaszczowina ścina swoje podłoże - rys 16 str.10. czas takiej niezgodności taki jak wyżej. W czasie fałdowania zróżnicowanych z punktu widzenia litologii kompleksów skalnych warstwy sztywniejsze fałdują się słabiej od bardziej plastycznych. Jest to tzw. fałdowanie dysharmonijne. Ten typ niezgodności nazywa się kontaktem tektonicznym;

3. sedymentacyjne zaburzenia ławic, ich erozją i przykryciem kolejnymi ławicami (rys 13, 14, 15 str. 10). W tym przypadku mówi się o niezgodności kątowej natury sedymentacyjnej: warstwowanie przekątne i erozyjne ścięcia stropu ławic - rys 1,2 str 3. Czas - krótki, godziny, dni, tygodnie.

9. Piętra strukturalne i tektoniczne.

Piętra strukturalne (rys 7 str. 7) - jest to kompleks skał oddzielonych od dołu i od góry niezgodnościami kątowymi, zdeformowany w jednym stylu tektonicznym i w jednym czasie. W przypadku najniższego piętra znamy tylko górną niezgodność. Nazwy pięter strukturalnych mogą wywodzić się od:

1. typowego dla danego piętra stylu tektonicznego;

2. nazw orogenez lub faz ruchów górotwórczych w czasie których uległy one deformacjom;

3. wieku osadów budujących dane piętro.

Reasumując im niższe piętro strukturalne tym jest silniej zaburzone, czyli przeszło więcej faz lub orogenez..

Piętra strukturalne dzielą się na jednostki strukturalne, które mogą być oddzielone od siebie nieznacznymi niezgodnościami kątowymi (1 do 2 stopni), które nie są widoczne w odsłonięciach. Przykład okolice Krakowa.

Piętro tektoniczne (rys 8,9 str. 8) - jest to kompleks skał poddanych deformacjom w określonym czasie ale z racji różnych w litologii i warunkach w jakich odbywała się deformacja (środowisko tektoniczne, przede wszystkim temperatura i ciśnienie), wykazujący odrębny styl tektoniczny. Wyróżnia się:

1. piętro tektoniczne górne - obserwuje się styl tektoniczny uskokowy, płaszczowinowy i częściowo fałdowy (fałd ze zginania);

2. piętro tektoniczne środkowe - gdzie przeważa styl tektoniczny fałdowy;

3. piętro tektoniczne dolne - gdzie w górnej części jest styl tektoniczny fałdowy i złupkowacenie, a niżej foliacja. W jego najniższej części tworzą się fałdy z płynięcia i ma miejsce przetapianie i graniztyzacja.

10. Ruchy tektoniczne, orogenezy, fazy w ujęciu H. Stille i obecnym.

Według H. Stille większość czasu geologicznego była okresem spokojnym a jedynie „chwilami” zachodziły ruchy górotwórcze - były to fazy górotwórcze. Dziś uważa się że ruchy górotwórcze zachodziły przez większość czasu geologicznego, a w fazach ich działalność była wzmożona. Orogenezy są okresami kiedy ruchy górotwórcze były szczególnie intensywne.

Szybkość ruchów zależy od czasu dla jakiego się je określa. Gdy mierzy się je metodami geologicznymi (miąższość osadów / ich wiek) to prędkości są mniejsze (ryc.26 str.17) Dzisiaj pomiary wykazują prędkości duże. Jest to tzw. paradoks czasu, wynika on z falującego charakteru ruchów. Przy opisie starszych ruchów górotwórczych stosuje się nazwy faz i orogenez. Przy młodszych - ruchy: czwartorzędowe, holoceńskie, historyczne

Metody wyznaczania młodych i współczesnych ruchów tektonicznych:

Metody bezpośrednie:

1. precyzyjne powtarzane pomiary geodezyjne, przesunięć pionowych i poziomych (niwelacje, triangulacje);

2. pomiary mareograficzne (wieloletnie pomiary wysokości poziomu morza);

3. ciągłe obserwacje bieżące (monitoring);

4. rejestracja trzęsień Ziemi.

Metody pośrednie (ważniejsze):

1. metody geologiczne;

2. analiza teras rzecznych (rys 29 str. 18) i morskich;

3. przesunięcie dolin (rys 32 str. 18);

4. przesunięcie korytarzy w jaskiniach, rowy grzbietowe, jaskinie szczelinowe;

5. skarpy uskokowe widoczne bezpośrednio w terenie;

6. analiza morfologiczna;

7. analiza fotolineamentów (linijnych struktur na zdjęciach satelitarnych i lotniczych);

8. metody historyczne (analiza map).

11. Czynniki wpływające na charakter zaburzonych kompleksów skalnych - style tektoniczne (rys 6 str. 6):

1. Budowa płytowa - jest to najprostszy styl, gdzie warstwy zalegają poziomo (rys 6 .1), a więc nie uległy deformacjom tektonicznym (rys 3, 5, 10, 23). Budowa ta jest typowa dla obszarów platformowych. Na pionowych przekrojach geologicznych przez teren o budowie płytowej miąższość warstw jest zawsze rzeczywista i niezależna od kierunku przekroju.

2. Warstwy pionowe - (rys 6.2) w tym przypadku przebieg linii intersekcyjnych jest niezależny od położenia poziomic (rys 18a str. 12). Do kontaktu z powierzchnią terenu dochodzą wszystkie warstwy występujące na danym terenie, ponadto mapy intersekcyjne wykonane dla powierzchni poziomej znajdującej się pod powierzchnią terenu będą identyczne z mapą intersekcyjną powierzchni terenu. Bieg warstw pionowych jest zgodny z kierunkiem linii intersekcyjnych. Na przekrojach pionowych przez teren na którym warstwy ustawione są pionowo, ich miąższość jest rzeczywista, jedynie w przypadku jeśli przekroje są prostopadłe do biegu warstw. Jeśli linia jest skośna - są pozornie większe od miąższości rzeczywistej. Jeżeli linia jest || - przekrój przebiega w obrębie jednej warstwy.

3. Monoklina - warstwy skalne są tutaj nachylone w jednym kierunku (rys 6.3, 18b str. 12, 25 str. 16). W terenie płaskim do kontaktu z powierzchnią terenu dochodzą kolejno poszczególne warstwy. Jeśli miąższości są stałe to linie intersekcyjne są równoległe przy morfologii urozmaiconej przebieg tych linii jest skomplikowany (rys 18b str. 12). Styl tektoniczny monoklinalny powstaje na skutek skośnego wydźwignięcia jakiegoś terenu.

Na pionowych przekrojach terenów tej budowy nachylenie warstw jest rzeczywiste jedynie wtedy, jeśli przekroje są prostopadłe do ich biegu, jeśli linia przekroju jest równoległa to na przekroju warstwy wydają się być pionowe. Miąższość warstw jest rzeczywista tylko na przekrojach prostopadłych do linii biegu.

4. Fałdy - (rys 6.4) na mapach geologicznych wychodnie warstw starszych są otoczone przez młodsze (wokół jądra antyklin) i same je otaczają (wokół jądra synklin). Ta tektonika jest pojęciem złożonym gdyż inaczej wyglądają fałdy wąsko- i szerokopromienne, ze zginania czy fałdy z płynięcia. Nachylenie warstw i miąższości są rzeczywiste w tych samych przypadkach jak w punkcie 3.

5. Płaszczowiny - styl ten jest wtedy gdy na osady młodsze nasunięte są skały starsze (rys 6.5, 16 str. 10). Sama powierzchnia nasunięcia jest zazwyczaj nachylona. Utwory skalne budujące płaszczowinę mogą być pofałdowane, nachylone monoklinalnie lub leżeć prawie płasko. Cechą charakterystyczną tej tektoniki jest obecność okien i czapek tektonicznych a niekiedy porwaków tektonicznych.

6. Tektonika uskokowa - ten styl obserwuje się gdy warstwy skalne są pocięte uskokami (rys 6.6) wzdłuż których nastąpiło przesunięcie warstw: pionowe, poziome czy pośrednie. Uskoki mogą zaburzać obszary o innych stylach tektonicznych.

7. Brekcjowanie - zjawisko to obserwuje się przy uskokowaniu lub nasuwaniu się mas skalnych. Powstają przy tym: druzgoty i brekcje tektoniczne (rys 6.7).

8. Tektonika solna - cechą charakterystyczną tej tektoniki lub salinarnej jest obecność licznych diapirów, poduszek, wałów solnych itp. zaburzających w sposób charakterystyczny otaczające skały (rys 6.8) i wykazujących typowe dla tego rodzaju struktur deformacje wewnętrzne.

9. Tektonika intruzywna - cechą charakterystyczną jej jest obecność licznych intruzji skał magmowych występujących w formie lakkolitów, dajek, silli itp. (rys 6.9), które zaburzają otaczające je serie skalne.

10. Tektonika metamorficzna - styl ten charakteryzuje się obecnością złupkowacenia, powstają gnejsy i łupki metamorficzne, często obserwuje się tu graniztyzację i fałdy z płynięcia (rys 6.10).

12. Współczesne zjawiska tektoniczne występujące w Polsce.

1. Ruchy pionowe osiągające ekstremalne wartości: podnoszenie z szybkością (1mm/rok) - Lębork, Myślibórz, SE kraniec Polski, oraz obniżanie się o więcej niż 3mm/rok okolic Płocka, Sejn.

2. Ruchy pionowe na niektórych uskokach.

3. Trzęsienia Ziemi stosunkowo częste w Karpatach Wewnętrznych (do 4,5 - 5 w skali Richtera). Geneza tych zjawisk: rozładowywanie się starych naprężeń i uaktywnianie się starszych uskoków.

Nie są zjawiskami tektonicznymi:

1. Ruchy pionowe związane z górnictwem podziemnych (Górny Śląsk, LUBIN), otworowym (Barycz, Łężkowice koło Wieliczki), odwadnianie i eksploatacją wód podziemnych oraz budownictwem (Warszawa, Łódź).

2. Wstrząsy związane z zapadaniem się próżni poeksploatacyjnych wywołanych wydobyciem węgla i miedzi (tąpania w kopalniach Górny Śląsk, LUBIN). Ale mogą być wynikiem rozładowania starych naprężeń co jest już tektoniką.

3. Wstrząsy spowodowane zmianami w polu naprężeń w związku z antropogenicznym odwadnianiem (np. kopalń) czy lub nasycaniem skał wodą.

4. Pozorne obniżanie się lądów związane z topnieniem lądolodów (ok. 1 - 1,5 mm/rok);

5. Osuwiska i obrywy. Ale mogą być one częściowo wywołane przyczynami tektonicznymi.

UWAGA: wymienione zjawiska poza 4 mogą być inicjowane przez ruchy tektoniczne.

II.

1. Płyty i monokliny.

Płytę - stanowią części platform (obszary o startym fundamencie, przykryte poziomo ułożonymi młodszymi utworami), w których na powierzchni leżą poziomo ułożone skały osadowe, a fundament znajduje się na znacznej głębokości, rzędu kilkuset metrów (np. płyta podlaska).

Monoklina - jest wtedy, gdy stoki basenów, gdzie ogólne regionalne nachylenie warstw jest jednokierunkowe i ma zbliżoną wartość (na ogół nikłą: od ułamków stopnia do paru stopni). Ukształtowanie takiej powierzchni strukturalnej (rys. 491 str. 556 Dadlez).

2. Uskoki, ich klasyfikacja i nomenklatura.

Uskok - to struktura utworzona przez przerwanie ciągłości skał i przesunięcie rozspojonych części wzdłuż powierzchni uskokowej lub strefy uskokowej. Uskok składa się ze: skrzydeł (wiszącego i zrzuconego), ściany uskoku, szczeliny, zrzutu i linii uskokowej. Podziały uskoków mogą wynikać między innymi z:

1. ich geometrii (tj. kierunków przemieszczeń względem siebie obu skrzydeł uskoku);

2. dokładności z jaką je rozpatrujemy;

3. środowiska tektonicznego w jakim powstają (uskoki kruche i podatne, zanikanie i odmładzanie uskoków).

Klasyfikacja geometryczna uskoków: (rys. 34 str. 19)

1. Podział uzależniony od kierunku nachylenia powierzchni uskokowej:

1. pionowy;

2. nachylony;

3. poziomy;

2. Kierunku ruchu uskokowego względem orientacji pow. uskokowej: (rys. 67 str. 84 - D)

1. zrzutowy - ruch zrzutu pokrywa się z upadem powierzchni uskokowej (ruch równoległy do linii upadu powierzchni uskokowej):

• normalny (gdy, powierzchnia uskoku nachylona jest w kierunku skrzydła zrzuconego);

• odwrócony - inwersyjny (pow. uskokowa jest nachylona w stronę skrzydła wiszącego);

• progowy (pow. uskokowa jest pionowa);

Blisko siebie, równoległe uskoki normalne lub progowe o jednakowym kierunku zrzutu to uskoki schodowe.

2. przesuwczy - kierunek powierzchni uskoku pokrywa się z kierunkiem biegu powierzchni (ruch równoległy do linii biegu powierzchni uskokowej):

• lewoskrętne (gdy, ruch wywołuje rotację lewoskrętną - przeciwną ruchowi wskazówek zegara);

• prawoskrętne (gdy rotacja przyuskokowa jest przeciwna);

3. zrzutowo - przesuwczy (kierunek ruchu zawarty między liniami biegu i upadu pow. uskokowej):

• normalno - przesuwczy (gdy pow. uskokowa jest nachylona w stronę skrzydła zrzuconego);

• inwersyjno - przesuwczy (gdy pow. uskokowa jest nachylona w stronę skrzydła wiszącego);

• progowo - przesuwczy (gdy pow. uskokowa jest pionowa);

3. Z uwagi na tor ruchu uskokowego: (rys. 68 str. 85 Dadlez)

1. translacyjny (tor ruchu prostoliniowy lub prostoliniowo - łamany);

2. rotacyjny (tor ruchu łukowy);

• zawiasowy (gdy wzdłuż całego uskoku występuje jeden zwrot ruchu);

• nożycowy (gdy wzdłuż uskoku występują dwa przeciwne zwroty ruchu);

4. Przebieg uskoku względem ogólnego trendu strukturalnego (rys.70 str.86 - D):

1. poprzeczne;

2. podłużne;

3. skośne.

Zręby i rowy tektoniczne: (rys. 34a str. 19)

Elementarnymi strukturami pochodzącymi ze współdziałania kilku uskoków zrzutowych są zręby (horsty) i rowy tektoniczne (grabeny).

Zrąb - to struktura ograniczona co najmniej z dwu przeciwnych stron przez uskoki i wypiętrzona względem otoczenia;

Rów tektoniczny - to struktura wydłużonego kształtu, ograniczona co najmniej z dwu przeciwnych stron przez uskoki i względem otoczenia obniżoną. (Jeśli struktura uskokowa obniżona nie jest wyraźnie wydłużona - zapadlisko).

Uskoki obrzeżające zręby i rowy są najczęściej normalne, ponieważ uskoki te są w głównej mierze pochodzenia grawitacyjnego, przeto w typowym przypadku bezwzględnemu przemieszczeniu ulega w nich skrzydło zrzucone.

3. Uskoki normalne, odwrócone i przesuwcze - ich obraz intersekcyjny w terenie płaskim i urzeźbionym (rys. 36 str. 19):

4. Uskoki na mapach strukturalnych (rys. 37, 38 str. 19, 20):

5. Przykłady uskoków rzeczywistych.

Uskoki reprezentowane w skali dokładnej (uskoki rzeczywiste) jakie obserwuje się w przyrodzie, różnią się znacznie od uskoków teoretycznych. Powierzchnie uskokowe nie muszą być płaszczyznami, mogą się wyginać, przy czym ich nachylenie może się zmienić w granicach kilkudziesięciu stopni (rys. 40 str. 21). Mogą się one zarówno w planie jak i w przekroju rozdzielać na szereg mniejszych uskoków, gdzie większe uskoki są strefami uskokowymi o szerokości rzędu kilkuset metrów, w których występuje szereg mniejszych uskoków, nieraz o skomplikowanej budowie (brekcje tektoniczne i strefy mylonityzacji) - rys. 39, 40, 41 str. 20, 21). Zamiast prawie idealnej płaszczyzny uskokowej w przypadku uskoków rzeczywistych obserwuje się szczelinę lub strefę uskokową, która może mieć szerokość kilku metrów (rys. 41, 43, 44 str. 21), może być wypełniona skałami zbrekcjowanymi, utworami krasowymi lub zwietrzeliną. Najczęściej skały przylegające do uskoku, a szczególnie te, które budują skrzydło zrzucone (rys. 44 str. 21) są silnie spękane, a powierzchnie ograniczające oba skrzydła uskoku mogą być zarówno gładkie jak i nieregularne (rys. 43 str. 21). Można na nich zaobserwować drobne struktury tektoniczne: rysy i zadziory tektoniczne, jeśli są zupełnie gładkie mają charakter luster tektonicznych. Strefy uskokowe są zazwyczaj strefami osłabionymi. Przy prowadzeniu prac budowlanych powierzchniowych czy podziemnych mogą się na nich rozwijać osypiska, zwały czy osuwiska, ponadto mogą być silnie zawodnione a obecność drożnych uskoków może ułatwić rozprzestrzenienie się zanieczyszczeń.

6. Wygasanie uskoków, ich datowanie, uskoki sedymentacyjne i odmłodzone.

Zanikanie uskoków - może zachodzić w różny sposób (rys 45 str. 22). Uskoki zanikają w głąb skorupy ziemskiej, w przypadku osadów ilastych może to mieć miejsce na głębokości już kilkudziesięciu metrów. W przypadku wapieni i piaskowców w granicach kilkunastu kilometrów, a sztywnych skał krystalicznych (granitów) ok. 20 km. Jednak wielkie uskoki przesuwcze mogą sięgać znacznie głębiej. Uskoki mogą zanikać także ku górze, jeśli ponad skałami sztywnymi zalegają utwory bardziej plastyczne. W tym przypadku uskok przechodzi ku górze we fleksurę, a następnie stopniowo zanika (np. okolice Krakowa: przejście uskoków ze sztywnych wapieni jurajskich do bardziej plastycznych margli kredowych - Bonarka: rys 46 str. 22). Ponadto uskoki mogą zanikać w miarę posuwania się ku górze i w dół. Wreszcie mogą przejść z litosfery do atmosfery, czy litosfery.

Rozpatrywane na mapie uskoki mogą zanikać (rys 45 str. 22) dochodząc do innego uskoku lub też rozdzielając się na cały szereg (wiązkę) uskoków o coraz mniejszych zrzutach, zwane końskim ogonem. Zrzut uskoku może zmieniać się stopniowo, w miarę przesuwania się wzdłuż rozciągłości.

Uskoki sedymentacyjne - mogą powstawać w czasie sedymentacji osadów, które przecinają. Wskazuje na to wzrost miąższości osadów w skrzydle zrzuconym, a zmniejszenie się w skrzydle wiszącym (rys 47 str. 22). O sedymentacyjnych uskokach mogą świadczyć również poziomy sedymentacyjnych brekcji i rumoszy (rys. 48 str. 22).

Uskoki odmłodzone - są strefami osłabionymi, dlatego, jeśli na jakimś terenie dojdzie do ponownego uskokowania, to często następuje ich odmłodzenie. Może ono zachodzić zarówno z zachowaniem (rys. 49 str. 22), jak i z odwróceniem kierunku zrzutu (rys 50 str.22). na rysunku 49 drogą rozcinania i przesuwania przekroju zrekonstruowano stan wyjściowy (przed pierwszym uskokowaniem), sytuację po pierwszym uskokowaniu i erozji, oraz stan po drugim uskokowaniu.

Wiek uskoków - wiek uskoku określamy w uproszczeniu oznaczając wiek utworów przeciętych przez uskok. W przypadku jeśli najmłodszą warstwą przeciętą jest np. sylur, to mówimy, że uskok jest młodszy od syluru. Górna granica wieku wynika z wieku osadów nie zaburzonych przez uskok. Jeśli na sylurze leżą osady miocenu, niezaburzone uskokowo, to mówimy, że uskok jest starszy od miocenu. A zatem uskok powstał po sylurze ale przed miocenem. W przypadku wygasania uskoków przy przejściu w bardziej plastyczne utwory np. wapienie jury przykryte marglami kredy w których ku górze uskoki zanikają (rys 46 str. 22), można powiedzieć, że uskoki są młodsze od jury i nie starsze od kredy. W takich przypadkach do określania wieku uskoków wykorzystuje się informacje pochodzące z analizy budowy tektonicznej większego obszaru.

7. Kryteria rozpoznawania uskoków.

Kryteria mezostrukturalne - najpopularniejsze są tu struktury ślizgowe, lustra, rysy i zadziory tektoniczne, tektoglify, slikolity, spękania dachówkowe, przyuskokowe, pierzaste, kulisowe, kliważ spękaniowy, szeregi ścięciowe i ekstensyjne, podgięcie przyuskokowe i fałdki ciągnione.

Kryteria petrograficzno - mineralogiczne - związane są z pojęciem skał uskokowych, czyli ewolucyjny szereg produktów coraz to drobniejszej dezintegracji mechanicznej, od brekcji przez mączkę uskokową, mylonit do ultramylonitu.

Powstawanie tych skał jest uwarunkowane litologicznie i zarazem głębokościowo co wraz z czynnikami mechanicznymi decyduje o bardziej kruchej lub podatnej naturze uskoku i reakcji skał. Ze szczelinami głębiej sięgających uskoków wiąże się mineralizacja. Jej charkter mineralogiczny, a także cechy geochemiczne (np. skład izotropowy, inkluzje fluidalne), mogą stanowić wskazówki co do wgłębnego zasięgu uskoku, jego historii cieplnej, wieku itp.

Kryteria fizjograficzne - podstawowe znaczenie mają tu wskaźniki geomorfologiczne, a wśród nich: skarpy uskokowe będące bezpośrednim następstwem działania składowej zrzutowej ruchu uskokowego: pierwotne, wtórne, resekwentne, obsekwentne, złożone. Podobne znaczenie mają wskaźniki morfologiczno - hydrograficzne, jako liniowo uszeregowane wodospady, gwałtowne zmiany kierunku rzek, liniowość przeciwległych dopływów rzeki głownej, równoległoboczny wzór sieci rzecznej, czyli tzw. sieć kratowa.

Kryteria teledetekcyjne - współczesne techniki teledetekcyjne dostarczają szerokiej gamy sposobów wykrywania uskoków w różnych odcinkach pasma fal elektromagnetycznych. Wszystkie zmierzają do rozpoznawania elementów liniowych na obrazach satelitarnych - fotolineamenty.

Kryteria geofizyczne - szczególną rolę odgrywają metody sejsmiczne, gdyż pozwalają one wykazać nie tylko istnienie w jakimś miejscu uskoku, ale i dać charakterystykę przemieszczenia oraz wyznaczyć orientacje powierzchni uskokowej.

Kryteria geochemiczne - istnieją pierwiastki, w zwykłych warunkach o gazowym stanie skupienia, znane z częstego koncentrowania się wzdłuż uskokowych dróg krążenia - w wodach źródeł uskokowych, są to: hel, radon i izotop radonu - toron. Szczególnie interesującym wskaźnikiem uskoków jest hel - zdjęcia helowe.

8. Mezostruktury tektoniczne związane z uskokami.

Najpopularniejsze są tu struktury ślizgowe, na które składają się: powierzchnia wygładzona prze tarcie przyuskokowe, czyli lustro tektoniczne, i drobne formy jego urzeźbienia tarciowego - tektoglify. Wśród tektoglifów są dwie główne rodzaje form: wydłużone w kierunku osi ruchu - rysy tektoniczne, i wydłużone w poprzek tego kierunku - zadziory tektoniczne. Lustra informują o płaszczyźnie ruchu, rysy - o jego osi, zadziory - o jego zwrocie. Obserwowane są też zwarte, seryjne spękania dachówkowe. Strukturami przejściowymi są slikolity, których formy bliższe stylolitom, jako penetrujące w głąb skały pod znacznym kątem, nie mogą już być interpretowane według reguł odczytywania tektoglifów. Zamiast struktur ślizgowych, a niekiedy obok nich rozwijają się spękania przyuskokowe: pierzaste, tensyjne oraz kliważ spękaniowy.

9. Mechanizm i przyczyny powstawania uskoków.

Uskok - to wynik procesu ścinania z wyraźnym poślizgiem. Proces ten może jednak dokonać się na dwa sposoby: przez rozspojenie ośrodka pierwotnie ciągłego - uskok pierwotny, i przez poślizg wzdłuż istniejącej wcześniej powierzchni nieciągłości - uskok wtórny. Ponadto pospolite są przypadki pośrednie: wykorzystanie przez poślizg płaszczyzn osłabionych, które nie są powierzchniami przerwania ciągłości. Najogólniej ruch uskokowy można przedstawić. Najpierw następuje gromadzenie się naprężeń (panuje pozorny spokój tektoniczny) a na uskoku nie zachodzą przesunięcia. Dochodzi do rozładowania się naprężeń poprzez ścięcie nierówności, gwałtowne przemieszczenie rzędu metrów w ciągu sekund i następuje trzęsienie Ziemi, co powoduje ponowne gromadzenie się naprężeń itd.

10. Fałdy, ich klasyfikacja i nomenklatura.

Fleksury - to struktury pośrednie pomiędzy uskokami i fałdami. W przypadku uskokowania w bardziej plastycznych warunkach, w pobliżu płaszczyzn uskoku warstwy uginają się. Niekiedy uskoki przechodzą ku górze we fleksury. Przykłady fleksur (rys 57, 58 i 59 str. 25).

Fałd - to wygięcie warstwy, ławicy lub innego pierwotnie płaskiego elementu strukturalnego (zwykle zespołu elementów), wytworzone wtórnie (tzn. później niż wyginany element), choć niekoniecznie z przyczyn tektonicznych. Są dwie formy fałdu, zwykle sąsiadujące ze sobą: antyklina - siodło, zawierająca utwory starsze w jądrze, i synklina - łęk z utworami młodszymi w jądrze. Większość antyklin jest wypukła ku górze, synklin - wklęsła ku górze.

Klasyfikacja fałdów może opierać się na różnych kryteriach:

1. Geometria (wyglądu fałdów w przestrzeni na mapie czy na przekroju).

2. Dokładność z jaką je rozpatrujemy.

3. Mechanizmu powstawania i środowiska tektonicznego (np. fałdy ze zginania czy z płynięcia).

Klasyfikacja geometryczna fałdów:

Podstawy klasyfikacji geometrycznej fałdów podane są w podręczniku Dadleza (str. 164). Do najważniejszych należą:

Do głównych pojęć stosowanych przy analizie fałdów należy: antyklina (siodło), synklina (łęk), ich jądra (to część wewnętrzna fałdu) i skrzydła (część otaczająca jądro z dwu stron - rys.60 str.25), grzbiet (to strefa, która ciągnie się wzdłuż linii grzbietowej - w antyklinie) i dno (to strefa, która ciągnie się wzdłuż linii dennej - w synklinie), osie - które mają undulacje - wygięcie osi fałdu w górę lub w dół, poza którymi oś wraca do poprzedniego położenia, tj. elewacje (undulacja skierowana w górę) i depresje (undulacja skierowana w dół), kierunki (orientacja osi fałdu względem stron świata) i pochylenie osi (kąt, o jaki powierzchnia osiowa fałdu odchyla się od linii pionu - rys.61 str.26) oraz promienie (odstęp między powierzchniami osiowymi sąsiednich form fałdowych, mierzony prostopadle do tych powierzchni), amplitudę (to połowa odległości między dwiema obwiedniami zespołu fałdów, mierzonej prostopadle do tej obwiedni) i wysokość (odległość między dwiema obwiedniami zespołu fałdów, mierzona wzdłuż powierzchni osiowej danego fałdu), a także długość (długość wychodni jakiejś wybranej warstwy w obrębie wychodni fałdu) i szerokość (rys.62).

Niektóre klasyfikacje przedstawiają się następująco:

1. Klasyfikacja oparta na stosunku wysokości fałdu do jego promienia: fałdy szeroko, średnio i wąskopromienne (rys.62);

2. Klasyfikacja oparta na stosunku długości fałdu do jego szerokości: fałdy linijne, brachyfałdy, kopuły i niecki (rys. 62).

3. Klasyfikacja oparta o nachylenie osi: fałdy stojące, pochylone, obalone, leżące i przewalone (rys.63 str.26).

4. Klasyfikacja ,,obrazowa'' (rys.64): fałdy zębate (A), grzebieniowate (B), hiperboliczne (C), paraboliczne (D), półkoliste (E), skrzynkowe - kuferkowe (F) i wachlarzowe (G).

5. Klasyfikacja oparta na regularności fałdów: mogą być to zarówno fałdy regularne, zachowujące podobny kierunek i styl tektoniczny na znacznych przestrzeniach oraz fałdy nieregularne, gdzie nie można mówić o kierunkach osi i innych elementów (rys.65 str.30).

6. Podział struktur fałdów pozwala na wyróżnienie (rys.66 str.27):

1. fałdy koncentryczne - wykazują się wspólnym centrum krzywizny poszczególnych ławic.

2. fałdy similarne - charakteryzują się tym, że we wszystkich ławicach wykazują podobny lub prawie taki sam kształt ławic. Miąższość ławic ulega przy tym zmianom.

3. fałdy dysharmonijne - rozwijają się w kompleksach o zróżnicowanej litologii. Poszczególne ławice czy zespoły ławic mogą się fałdować w różnym stylu tektonicznym.

11. Obrazy intersekcyjne różnego rodzaju fałdów w terenie płaskim i urzeźbionym.

Rysunki na ćwiczeniach.

12. Fałdy na mapach strukturalnych.

Rysunki na ćwiczeniach.

13. Wpływ litologii na styl tektoniczny obszarów fałdowych i fałdowanie dysharmonijne.

Struktury fałdowe oglądane w odsłonięciach czy wyrobiskach, szczególnie w przypadku fałdów ze zginania, mają charakter odmienny. Poszczególne warstwy skalne, przede wszystkim skał sztywnych, wykazują niekiedy bardzo liczne spękania, które często są otwarte, umożliwiające stosunkowo łatwe wnikanie wody i cieczy oraz łatwą ich eksploatację.

Fałdy dysharmonijne - rozwijają się w kompleksach o zróżnicowanej litologii. Poszczególne ławice czy zespoły ławic mogą się fałdować w różnym stylu tektonicznym. Kompleksy bardziej podatne na fałdowanie (łupki, margle) będą silnie sfałdowane (rys.67, 68 str. 27), niż te, które są bardziej sztywne. Także utwory cienkoławicowe (rys.39 str.20) będą się fałdować intensywniej niż gruboławicowe.

Różnice mogą być tak znaczne, że może to stwarzać złudzenie przynależności tak zaburzonych utworów do różnych pięter strukturalnych. Przykładem fałdowania dysharmonijnego są struktury solne.

14. Kryteria rozpoznawania fałdów.

Nie ma.

15. Mezostruktury tektoniczne związane z fałdami.

Nie ma.

16. Mechanizm i przyczyny fałdowania.

Z punktu widzenia mechanizmu fałdowania wyróżniamy fałdy ze:

1. zginania - są w skałach osadowych najpospolitsze. Przy zginaniu kompleksu kilku ławic przesuwają się one po sobie (rys.70a str.28). Powstają przy tym fałdki ciągnione, ich pochylenie wskazuje na położenie antyklin (rys.70b). Ławica w przypadku antykliny u góry jest rozciągana a na dole ściskana (rys.70d). W przypadku synklin sytuacja jest odwrotna. W wyniku rozciągania powstają spękania. W części rozciąganej ławice są równoległe do osi fałdów, którym towarzyszą spękania prostopadłe. Ściskaniu towarzyszą spękania skośne (rys.71). Niekiedy wewnątrz ławicy w utworach podatnych deformacjom np. łupkach zaznacza się kliważ (gęste płaszczyzny spękań pochylone ku osi fałdów).

2. płynięcia - powstają przy deformacji uplastycznionych utworów (sól, lód) oraz przy wysokich ciśnieniach i temperaturach (dolne części piętra tektonicznego). Fałdy te są bezkierunkowe, bardzo dysharmonijne, niezależne od siebie (rys.73 str.28). Przejawy fałdowania z płynięcia są też w wyższych piętrach (rys.74).

3. ścinania - (rys.75 str.29), polega na podziale warstw płaszczowinami kliważu równoległego do osi fałdów, a następnie poprzesuwaniu się ich fragmentów. Ten typ występuje głównie w skałach metamorficznych.

Przyczyny fałdowania.

Przez przyczyny fałdowania rozumiemy rodzaj i układ sił fałdujących. Proste ściskanie w warunkach geologicznych to ściskanie poziome zwane inaczej kompresją tangencjalną. Ponieważ najczęściej ściskane są warstwy poziome przeto występuje ściskanie podłużne. Proces fałdowania nazywamy wówczas wyboczeniem a fałdy fałdami z wyboczenia. Kiedy działają ruchy pionowe i strome wtedy mechanizm fałdowanie polega na zginaniu poprzecznym poziomej warstwy. Fałdy noszą nazwę fałdów ze zginania poprzecznego. Istnieją specjalne przyczyny fałdowania: ześlizg, spływanie i kompakcja grawitacyjna, wzrost objętości skał, glacitektonika.

17. Płaszczowiny i ich obraz intersekcyjny w terenie płaskim i urzeźbionym.

Płaszczowina - to nasunięcie w skali regionalnej o zasięgu co najmniej kilku kilometrów. Płaszczowiny mogą powstać na skutek:

1. Odkłucia np. wzdłuż powierzchni międzywarstwowej (rys.80 str.31).

2. Ścinania tam, gdzie w obrębie warstw skalnych występują różnice litologiczne (rys.85 str.32).

3. Przefałdowania, gdy fałd ulegnie obaleniu, potem pęknie a jego górne skrzydło samodzielnie przemieszcza się do przodu (rys.81 str.31).

4. Ześlizgów grawitacyjnych, gdy z wzniesienia ześlizgnie się kompleks warstw skalnych na znaczną odległość(rys.82b str.31).

18. Problemy mechaniczne związane z ruchem płaszczowin.

Dadlez str.157 - 162.

19. Styl tektoniczny obszarów o budowie płaszczowinowej. Strefy szczególnie intensywnych zaburzeń tektonicznych.

Płaszczowiny należą do wielkich jednostek tektonicznych. Wewnątrz nich warstwy mogą być zafałdowane, złuskowacone, nachylone monoklinalnie itp. Szczególne intensywne zaburzenia tektoniczne są na przedpolu gór płaszczowinowych (rys.87 str.33), w oknach tektonicznych (rys.86 str.32) i w sąsiedztwie porwaków tektonicznych (rsy.88 str.33). Dobrym przykładem powstawania gór płaszczowinowych są Karpaty z osadami fliszowymi (rys.30 str.18, rys.83, 85, 86, 87, 88, 89, 91 na str.32 - 34).

20. Przykłady płaszczowin rzeczywistych.

Nie ma.

21. Porwaki tektoniczne. Olistolity i olistostromy.

Olistolity - to duże bloki skalne powyżej 4 metrów osunięte do basenu (morza) i w nim osadzone (rys.92 str.34). Formy te powstają też w warunkach lądowych - są to bloki wapieni wizenu leżące na zlepieńcach myślachowickich. Pochodzą one z antykliny Dębnika. Jako olistolity można uważać również bloki wapieni górnej jury wtaczającej się do Morza Czarnego z grzbietu Gór Krymskich (rys.94 str.34).

Olistosroma - jest to warstwa grubo i bardzo gruboziarnistego niewysortowanego osadu powstałego na skutek podmorskich osuwisk (rys.93 str.34).

Uwaga. Porównując olistolity, osuwiska, płaszczowiny pochodzenia grawitacyjnego należy stwierdzić, że granice między nimi są umowne, a rozróżnienie czasami trudne.

22. Diapiry i pogrązy.

Diapiry - to przebijające się przez skrzydła plastyczne jądro antykliny, która powstała wskutek czynnego ruchu tego jądra, czyli wskutek diapiryzmu.

Pogrązy - jeśli osad składany jest na utworze odpowiednio przepojonym wodą, czyli hydroplastycznym, następuje jego pogrążenie się w rozpływający się utwór hydroplastyczny. Często piasek składany na ile pogrąży się w niego, wskutek czego tworzą się pogrązy, w postaci nieregularnych nabrzmień widocznych na dolnej powierzchni ławic.

23. Diapiry wykształcone w skałach solnych i innych.

Diapiry należą do najważniejszych struktur solnych. Powstają przez niestateczne warstwowanie gęstościowe, które polega na tym, że warstwy o mniejszej gęstości (sól) zalegają pod nakładem skał o większej gęstości (wapienie, piaskowce czy dolomity). Powoduje to, że sól jako skała lżejsza wędruje do góry natomiast obniżają się skały cięższe. Czynnikiem inicjującym to przemieszczenie mogą być zjawiska tektoniczne, lub nierówności w podłożu. W skałach osadowych diapiry mogą być utworzone z luźnych piasków (rys. 107 str.38), z iłów (rys.108 str.38) czy mułów.

Rys. 100 str.43

24. Inne struktury tektoniczne związane ze skałami solnymi.

Tektoniką solną nazywa się deformacje tektoniczne na które wpłynęła obecność skał solnych. Halokineza - to samoczynny proces deformacji skał solnych związany z ich plastycznością, zachodzącym w polu grawitacyjnym Ziemi.

Halotektonika - to deformacje związane z cechami skał solnych i naprężeniami tektonicznymi. Taki charakter ma większość struktur tektonicznych związanych z udziałem skał solnych. Do nich należą:

• diapiry solne (opisane w punkcie 23);

• poduszki solne - o genezie powstania takiej samej jak diapirów solnych;

• wały solne (rys.109 str.39) - powstają, gdy sól zalegająca pod nakładem rzędu 1.5 do 2 km. staje się ciałem plastycznym. Plastyczność wzrasta w miarę wzrostu temperatury. Uplastyczniona sól rozpoczyna wędrówkę ku górze jako wysad solny powodując powstanie wału solnego.

• diapiry, pnie lub egzematy solne (rys. 109 str.39) - powstają, gdy strefa ponad wysadem ulega osłabieniu, spękaniu i zostaje pocięta uskokami (rys.111 str.39). Wtedy sól przebija się przez przykrywające ją warstwy skalne powodując ich powstanie. Ich wysokość dochodzi do kilkunastu kilometrów (rys.112 str.39).

• grzyby i krople - są to wysady o różnych kształtach (rys.109, 110, 113 str.39).

• nieregularne intruzje (rys.117 str.40) - powstają kiedy sól wciska się w szczeliny np. uskokowe.

Wokół wysadów powstają niecki. We wnętrzu wysadów warstwy skalne są silnie zaburzone (rys.116 str.40) i ustawione pionowo, a powstające antykliny i synkliny mają duże amplitudy (rys.113 str.39). Na zewnątrz wysadów warstwy podgięte są zazwyczaj ku górze (rys.113, 114 str.39). Pomiędzy wnętrzem i otoczeniem wysadu istnieje dysharmonia.

Położenie w górnej części wysadu (zwierciadła solnego) zależy od prędkości dopływu skał solnych z głębi i szybkości ich rozpuszczania. Zachodzą trzy możliwości:

1. Szybkość dopływu jest większa od prędkości rozpuszczania.

2. Szybkość dopływu jest równa prędkości rozpuszczania.

3. Szybkość dopływu jest mniejsza od prędkości rozpuszczania.

25. Tektonika Wieliczki.

Z punktu widzenia tektonicznego na szczególną uwagę zasługuje złoże solne Wieliczki (rys.119 str.40). Dolna jego część ma budowę pokładową, a zaburzenia w niej mają charakter fałdowy (rys.119 str.40). Górna część ma charakter bryłowy (rys.121 str.40). Warstwy solne zostały rozbite na szereg brył od kilkudziesięciu centymetrów do setek metrów, ustawionych chaotycznie, tkwiących w iłach solnych. Złoże bryłowe może być interpretowane jako megabrekcja tektoniczna (rys.119, 120 str.40), wtedy złoże powstało na skutek pokruszenia się warstw solnych na skutek nacisku nasuwających się Karpat. Oraz jako forma olistolitowa wtedy rozpad pokładów soli na oddzielne bryły nastąpił w czasie nasuwania się płaszczowiny zbudowanej ze skał solnych na brzeg morza. W wyniku tego pokruszyła się ona na oddzielne bryły otoczone iłami miocenu.

26. Zaburzenia glacitektoniczne, ich klasyfikacja w zależności od kierunku działania sił i stanu podłoża.

Glacitektoniką - nazywamy zaburzenia wywołane naciskiem lodowca, a więcej na skutek działania sił egzogenicznych.

Zaburzenia glacitektoniczne rozwijały się szczególnie tam, gdzie lądolody naciskały na brzegi dolin. Zaburzenia mogą być: zarówno regularne, gdzie fałdy czy uskoki zachowują podobny charakter na przestrzeni kilkuset metrów czy kilkunastu kilometrów. Przykładem są fałdy z ziemi lubuskiej (rys.104 str.37).

Mogą być też skrajnie nieregularne, co stwierdzono w Adamowie (rys.105 str.37). Pokład gliny morenowej został tutaj porozrywany na nieregularne bryły kilku dziesięcio metrowe otoczone piaskami.

Glacitektonika powoduje zaburzenie podłoża, którego budowa przez to staje się bardziej skomplikowana, stwarzając trudności dla budownictwa, górnictwa itp. Może ona niszczyć złoża: węgli brunatnych, jak i prowadzić do powiększenia miąższości pokładów (rys.100).

Klasyfikacja zaburzeń glacitektonicznych.

Stan podłoża	Siły
		Pionowe	Poziome
Zamarznięte lub skalne	Wgniatanie (izostazja)	Kry lodowcowe w podłożu często IV- rzęd
Plastyczne	Wyciskanie podłoża	Fałdy, łuski, uskoki

Opis tabeli strona: 35.

27. Charakterystyka struktur glacitektonicznych.

Struktury glacitektoniczne - to ogromna różnorodność, lecz można wyodrębnić te ich właściwości strukturalne, które są częste, są to:

1. Deformacje o charakterze klasycznych struktur tektonicznych (fałdy, uskoki, nasunięcia, diapiry itp.). Dotyczy to zaburzeń na terenach przykrytych lądolodem jak i skoncentrowanych u jego czoła i już przez nie nie przekroczonych.

2. Najpowszechniejsze struktury (łuski, uskoki odwrócone, większość fałdów), są strukturami kontrakcyjnymi, to znaczy produktami skrócenia w płaszczyźnie poziomej oraz struktury ekstensyjne jak uskoki normalne.

3. Struktury o sąsiadujących ze sobą różnych formach zaburzeń ciągłych i nieciągłych bez wyraźnego uwarunkowania litologicznego (ostro zarysowane uskoki w utworach luźnych, piaskach i żwirach).

4. Struktury głębokie przywiązane do wąskich stref zaznaczające się w profilach.

5. Struktury o wyraźnej wergencji skierowanej w tę samą stronę co wektor ruchu krawędzi lądolodu.

6. Deformacje o zasięgu wgłębnym wyznaczone przez powierzchnię odkłucia, której towarzyszy kontakt dysharmonijny.

28. Porównanie struktur tektonicznych i glacitektonicznych.

Porównując zaburzenia glacitektoniczne z tektonicznymi (tabela) a więc takimi, które powstały na skutek działania sił endogenicznych, należy stwierdzić, że ich intensywność maleje w miarę przesuwania się w dół (rys.101 str.36).

Porównanie tektoniki i glacitektoniki:

	Tektonika	Glacitektonika
Siły	Endogeniczne	Nacisk lodowca
Intensywność maleje ku	Górze	Dołowi
Zasięg	Kilkaset kilometrów	200 - 300 metrów
Występowanie	Wszędzie	W strefach zlodowaconych
Zaburzają	Osady starsze, w Polsce wyjątkowo IV- rzędu	Osady lodowcowe i starsze

29. Struktury glacitektoniczne w Polsce. Ich znaczenie praktyczne.

Struktury glacitektoniczne są w Polsce dość pospolite. Obserwuje się je zazwyczaj tam, gdzie osady czwartorzędowe na znacznych przestrzeniach są dobrze odsłonięte np. duże kopalnie węgli brunatnych (rys.98 -102 str.36 - 37), w strefach gęsto rozwierconych (np. Warszawa - rys.103 str.37), czy też w odsłonięciach np. w dolinie Wisły od Modlina po Włocławek i klifach zachodniego pomorza. A zatem występują w całej środkowej i północnej Polsce.

30. Tektonika skał magmowych.

Skały magmowe mogą być zaburzone tektoniczne podobnie jak inne utwory budujące skorupę ziemską (zuskokowanie, zbrekcjowanie, nasunięcie, rzadziej sfałdowanie). Ponieważ część zaburzeń jest związana z działaniem magmy, dlatego ważnym są formy w jakiej mogą występować. Forma w jakiej występują skały magmowe może wiązać się z:

1. warunkami w jakich nastąpiło ich utworzenie (powstanie na miejscu, intruzja, ekstruzja);

2. warunkami panującymi w trakcie zastygania;

3. późniejszymi deformacjami tektonicznymi jakimi ulegają wszystkie skały.

Podstawową metodą badawczą w zakresie występowania i tektoniki skał magmowych szczególnie zasadowych jest zdjęcie magnetyczne (rys.126 str.42).

31. Forma występowania skał magmowych (intruzji, ekstruzji).

1. Skały magmowe powstałe na drodze granityzacji odznaczają się ciągłym przejściem w skały metamorficzne osłony. Obserwuje się tu relikty skał metamorficznych w granitach oraz wkładki granitów w metamorfiku, wskazujące jednak podobne ułożenie jak skały metamorficzne osłony. Obraz przestrzenny takiego kontaktu jest identyczny, jak zazębiania się facjalnego skał osadowych (rys.12 str.9). W Polsce taki charakter ma kontakt granitu z łupkami metamorficznymi w Kudowej (rys.122 str.41).

2. Skały magmowe powstają na drodze mechanicznej intruzji wykazują na ogół ostre kontakty ze skałami osłony. Mogą być one zgodne (sille, lakkolity, fakolity itp.), jak i niezgodne ze skałami otaczającymi (dajki itp. - rys.123 str.41). Do intruzji należą dajki promieniste związane ze skupionym naciskiem skierowanym ku górze, którym towarzyszą dajki stożkowe, których nachylenie zmniejsza się w miarę oddalania się od centrum (rys.124 str.42). Wypełniają one spękania promieniste i stożkowe. Natomiast przy zapadaniu się komór magmowych powstają dajki cylindryczne (rys.125 str.42), o ścianach ustawionych w przybliżeniu pionowo. W intruzjach mogą występować różne porwaki (ksenolity, kry) skał magmowych, metamorficznych i osadowych pobrane ze skał otaczających lub z głębszego podłoża. Mogą być one ułożone niezgodnie ze skałami osłony i ze sobą (rys.127 str.42). Wielkość porwaków może zmieniać się od centymetrów do setek metrów. W Polsce niewielkie porwaki występują w Łazanach koło Strzegomia.

3. Skały wulkaniczne powstałe na drodze ekstruzji można podzielić: powstałe z law wulkanicznych (potoki lawowe i wypełnienia kominów czy apofiz), powstałe z popiołów wulkanicznych (pokrywy popiołowe) oraz wulkany, zbudowane z popiołów i law. Forma wulkanów może być zróżnicowana, mogą być to formy płaskie (tarczowe),typowe dla płynnych law zasadowych (rys.128 str.) i typowe stożki usypane z popiołów przedzielonych lawami (stratowulkany), czasem otoczone kraterami pasożytniczymi. Wulkany ekspozywne (mary) mogą nie posiadać wyraźnego stożka. Kształt potoków lawowych dopasowuje się do rzeźby podłoża (rys.130 str.42). W terenach płaskich, gdy lawy są zasadowe mogą tworzyć rozległe pokrywy (rys. 129 str.42). Mogą być rozcięte prze erozję, a obniżenia mogą być wypełnione przez młodsze potoki (rys.131). Popioły wulkaniczne pokrywają starsze osady a ich spągowa powierzchnia dostosowana jest do morfologii podłoża. Są to typowe osady pokrywowe (rys.15 str.10). Mogą one tworzyć pokrywy o dużej miąższości (rzędu setek metrów).

32. Spękania skał magmowych i ich geneza.

Spękania w skałach magmowych mogą być związane z:

1. krystalizacją w polu naprężeń tektonicznych;

2. stygnięciem np. potoków lawowych (bazaltowych) czy też intruzji np. dajek, lakkolitów;

3. późniejszymi naprężeniami jakim ulegają wszystkie skały.

Z krystalizacją w polu naprężeń wiąże się cios w granitach Dolnego Śląska. Spękania te są wyjątkowo regularne i można wyróżnić w nim system ciosu. Najważniejsze są:

1. cios podłużny (S), o kierunku w przybliżeniu NE-SW;

2. cios poprzeczny (Q), o kierunku NW-SE wzdłuż którego występują żyły pegmatytowe;

3. cios pokładowy (L), w zasadzie równoległy do powierzchni morfologicznej, niekiedy (Strzegom, Strzelin) w przybliżeniu poziomy. Jest on związany z odciążeniem.

Cios w granitach strzegomskich jest wyjątkowo regularny, jest on zarówno widoczny jak i ,,ukryty'' w skale, a wytrzymałość mechaniczna granitu jest w pewnym stopniu od niego uzależniona. Umożliwia on łatwą podzielność skały na bloki.

33. Formy powstałe na skutek uderzeń i wybuchów.

Spękania związane ze stygnięciem potoków bazaltowych są zazwyczaj sześcioboczne. Powstające przy tym słupy są zazwyczaj prostopadłe do powierzchni chłodzonych. Mogą być one zarówno pionowe, skośne, jak i poziome. Średnica słupów może wynosić poniżej 1m, wysokość kilka, rzadziej więcej metrów. W wielu odsłonięciach bazaltów słupy są nieregularne, lub też nie występują.

Naprężenia tektoniczne mogą powodować pękanie skał magmowych. Należy pamiętać, że jeśli naprężenia tektoniczne będą oddziaływać na skałę już spękaną, np. przy zastygnięciu, to mogą one rozładować się na istniejących już powierzchniach nieciągłości i nie zaznaczać się na diagramie.

34. Spekania. Opis spękań i metody przedstawienia wyników.

Uproszczona klasyfikacja spękań przedstawia się następująco:

1. Spękania związane z naprężeniami o charakterze:

1. regionalnym (góry fałdowe, platformy);

2. lokalnym (związane z kopułą, diapirem, intruzją, uskokiem, fałdem itp.);

2. Spękania związane z kurczeniem się skał na skutek:

1. ochładzania:

• stygnięcia magmy (cios w bazaltach, granitoidach);

• pękania gleby na skutek zamarzania (np. kliny mrozowe i gleby poligonalne - czym zajmuje się geologia czwartorzędu);

2. wysychania:

• spękania błotne (zajmuje się nimi sedymentologia);

Przy badaniach spękań należy uwzględnić:

1. Kierunki spękań (ich orientację przestrzenną).Interpretacja polega na określaniu stosunku poszczególnych systemów spękań do siebie, ich związku ze zjawiskami 1 - 5 oraz do ich odniesienia do regionalnych czy też lokalnych zjawisk tektonicznych. Kierunki spękań można przedstawić na projekcji stereograficznej za pomocą diagramów punktowych bądź konturowych, a w przypadku spękań pionowych lub prawie pionowych za pomocą diagramów rozetowych.

2. Odległości pomiędzy spękaniami (gęstość spękań). Gęstość spękań określa się mierząc rozstęp pomiędzy spękaniami i przedstawiając to metodami statystycznymi. W badaniach kamiennych materiałów budowlanych z odległości tych wylicza się bloczność złoża. W rdzeniach wiertniczych miarą gęstości spękań jest ich ilość na metr bieżący rdzenia.

3. Widoczność spękań. Spękania mogą być otwarte, widoczne w odsłonięciu i świeżo wydobytym rdzeniu, widoczne na wysuszonej czy zamoczonej ścianie czy rdzeniu, uwidaczniające się przy rozbijaniu skały młotkiem. Skały mogą być tak silnie scementowane, że przy rozbijaniu młotkiem pękają niezależnie os spękań.

4. Charakter powierzchni spękań. Powierzchnia spękań może być gładka (zarówno szorstka jak i zlustrowana). Na powierzchni mogą występować różne rysy i zadziory tektoniczne, struktury pierzaste, rąbkowe itp. Przy badaniach określa się ich kierunki w stosunku do biegu i upadu powierzchni spękania.

5. Wypełnienia spękań. Jeżeli spękania są rozwarte (tj. pomiędzy ich ścianami znajduje się wolna przestrzeń) to mogą one być: puste lub wypełnione:

1. jeśli ich szczeliny są puste , to wtedy można określić ich zawartość np. w procentach objętości skały. Istotna jest tu informacja o ich wielkości;

2. szczeliny mogą być wypełnione przez: materiał powstały z rozkruszenia ścian spękania, zwietrzelinę, glebę itp., różne minerały (kalcyt, kwarc, siarczki itp.), skały magmowe (wtedy mówi się o dajkach, patrz str.36) oraz materiał pochodzący z dna zbiornika wodnego (tzw. żyły neptuniczne, należące do struktur sedymentacyjnych).

Znajomość spękań ma podstawowe znaczenie w górnictwie (budownictwo podziemne i urabianie skał), budownictwie ciężkim (stateczność), geologii złóż rud oraz ropy i gazu, hydrogeologii (zaopatrzenie w wodę i dopływ wód do wyrobisk) i ochronie środowiska (szczelność podłoża i rozprzestrzenianie się zanieczyszczeń).

34a. Podział drobnych struktur tektonicznych (przykłady).

Patrz punkt 34.

34b. Podział spękań w zależności od rodzaju naprężeń.

Patrz punkt 34.

35. Przyczyny powstawania spękań.

Spękania ciosowe czyli uporządkowane są zjawiskiem wieloprzyczynowym. Rola czynnika endogenicznego w ich genezie waha się od bezpośredniego rozrywania i ściskania skał przez naprężenia tektoniczne (cios raczej lokalny, zwłaszcza zespoły spękań w fałdach i przy uskokach) poprzez sumowanie się naprężeń tektonicznych z naprężeniami innego pochodzenia. W najczęstszych przypadkach podstawowym źródłem energii spękaniotwórczej są siły nietektoniczne (napięcia diagenetyczne, a zwłaszcza litostatyczne), procesy tektoniczne zaś, głównie w postaci szerokopromiennych ruchów pionowych stwarzające warunki do powstawania procesu niszczenia. W genezie poszczególnych sieci ciosowych w prawie wszystkich przypadkach czynnik tektoniczny decyduje o orientacji spękań z tym, że chodzi o ramy strukturalne (zarysy basenów sedymentacyjnych, bloków litosfery, orogenów itp.), które narzucają procesom spękaniowym określoną orientację spękań.

36. Podstawowe mezostruktury tektoniczne.

Do podstawowych mezostruktur tektonicznych należą m.in.: przeciętnej wielkości fałd, uskok, i rysy tektoniczne, spękania ciosowe, kliważ.

Wszystkie pozostałe mezostruktury tektoniczne zostały opisane powyżej.

Kliważ - to gęste (odstępy do paru centymetrów), równoległe powierzchnie nieciągłości nadające skale oddzielność łupkową (łupkowatość). Owymi powierzchniami nieciągłości mogą być powierzchnie gęstej foliacji - złupkowania, gęste płaskie spękania i mikrospękania, a nawet dyskretne powierzchnie rozpuszczania pod ciśnieniem.

37. Podsumowanie. Przyczyny powstawania uskoków, fałdów i płaszczowin.

Opis w poszczególnych pytaniach: 9, 16

38. Struktury tektoniczne związane z siłami działającymi.

Nie ma

39. Struktury tektoniczne związane z intruzjami magmowymi.

Nie ma

40. Struktury tektoniczne: obszary platformowe a geosynklinalne.

Opis platform (str.515 Dadlez), greosynklin (str.496 Dadlez)

41. Budowa geologiczna (stratygrafia i tektonika) terenu praktyki geologicznej.

W notatniku praktyki kartograficznej.

42. Ocena stanu środowiska naturalnego i kierunki jego transformacji na terenie praktyki kartograficznej.

Nie ma

43. Tabela stratygraficzna.

Każdy zna.

III.

44. Intersekcja. Bieg i upad powierzchni geologicznej, azymut upadu (upad skierowany).

Parametry zalegania powierzchni geologicznej (rys.17 str.11):

Rozciągłość (bieg) - jest to ślad przecięcia powierzchni geologicznej, sprowadzonej do płaszczyzny z płaszczyzną horyzontalną.

Kąt upadu rzeczywisty - jest to kąt płaski zawarty między powierzchnią geologiczną a płaszczyzną horyzontalną, mierzony w płaszczyźnie pionowej, prostopadłej do biegu.

Kąt upadu pozorny - jest to kąt płaski zawarty między powierzchnią geologiczną a płaszczyzną horyzontalną, mierzony w płaszczyźnie pionowej, nieprostopadłej do biegu.

Kierunek zapadania - to kierunek największego spadku powierzchni geologicznej, czyli ślad jaki powstaje z przecięcia pow. geolog. z płaszczyzną pionową prostopadłą do biegu.

Normalna do płaszczyzny - to prosta prostopadła do płaszczyzny.

Kierunek zapadania jest zawsze prostopadły do biegu do normalnej do tej płaszczyzny.

Poziomica strukturalna - to poziomica morfologiczna, czyli linia łącząca punkty o jednakowej wysokości nad jakimś układem odniesienia, leżące na tej pow. geologicznej.

Moduł intersekcyjny - to odległość między poziomicami strukturalnymi, zależą od: kąta upadu warstwy, im wyższy kąt tym moduł jest większy. d = hctg

Linia intersekcyjna - jest to ślad przecięcia powierzchni geologicznej z powierzchnią morfologiczną. Przebieg tej linii w terenie nachylonym zależy od: kierunku i kąta nachylenia terenu, od kierunku i kąta upadu warstwy.

Orientacja przestrzenna powierzchni geologicznej:

Azymut kierunku (k) - jest to kąt zawarty między mierzonym kierunkiem a kierunkiem północy mierzony zawsze zgodnie z ruchem wskazówek zegara.

Azymut prostej (l) - jest to jeden z dwóch kątów zawartych między prostą a kierunkiem północy mierzony zawsze zgodnie z ruchem wskazówek zegara.

Azymuty te różnią się zawsze o 180'. Bieg jako prosta ma dwa azymuty. Kierunek zapadania ma jeden azymut zawsze mniejszy lub większy o 90' od azymutu biegu.

Zapis trójczłonowy: azymut biegu / kąt upadu rzeczywisty / przybliżony kierunek zapadania.

Zapis dwuczłonowy: azymut kierunku zapadania / kąt upadu rzeczywisty

Poniższe pytania dotyczą praktyki kartograficznej i są opisane na str. 11 - 16:

45. Kompas geologiczny - metody pomiaru elementów zalegania powierzchni

geologicznej azymutów i nachyleń. Klizimetr.

46. Określanie elementów zalegania powierzchni geologicznej na podstawie pomiarów upadów pozornych na ścianach odsłonięć.

47. Wyznaczanie poprawki na deklinację magnetyczną.

48. Pomiar wysokości kompasem geologicznym i klizimetrem.

49. Wyznaczanie elementów zalegania powierzchni geologicznej na podstawie przebiegu linii intersekcyjnej i poziomic.

50. Wyznaczanie linii intersekcyjnej na podstawie biegu i upadu.

51. Sporządzanie map strukturalnych na podstawie znajomości linii intersekcyjnej lub znajomości upadu i biegu.

52. Wyznaczanie granic geologicznych na podstawie nielicznych odsłonięć i wierceń (odkrywanie mapy geologicznej).

53. Rekonstrukcja kopalnych powierzchni geologicznych.

54. Konstrukcja przekrojów geologicznych na podstawie map geologicznych odkrytych, zakrytych, strukturalnych oraz wierceń.

IV.

1. Mapy i metody wykorzystywane w kartografii geologicznej, sozologicznej.

Kartografia geologiczna - jest nauką zajmującą się wykonywaniem map geologicznych przy jednoczesnym rozpoznaniu budowy geologicznej terenu. Stąd też właściwie wykonanie mapy geologiczne rozwiązują problem budowy geologicznej. Natomiast kartowanie geologiczne jest jedynie czynnością zmierzającą do sporządzenia takiej mapy. Kartografia geologiczna jest wiedzą kompleksową wykorzystującą wyniki nauk geologicznych: geomorfologii, teledetekcji (zdjęcia lotnicze, satelitarne), geofizyki, geodezji i analizy facjalnej.

Mapa geologiczna - jest to graficzne przedstawienie zasięgu poszczególnych formacji skalnych na powierzchni terenu (mapa powierzchniowa), po zdjęciu utworów określonego wieku np. trzecio- i czwartorzędu (mapa odkryta z trzecio- i czwartorzędu), na określonej głębokości (mapa geologiczna wgłębna), w wyrobiskach kopalni - kartografia powierzchniowa, wgłębna i kopalniana.

Kartografia sozologiczna - zajmuje się sporządzaniem map sozologicznych.

Mapa sozologiczna - jest to graficzne przedstawienie w zasięgu informacji o stanie środowiska naturalnego i czynnikach wpływających na nie.

2. Mapy ogólnogeograficzne i tematyczne.

Podstawą klasyfikacji map może być wiele kryteriów. Do najważniejszych z nich należy podział na:

1. ogólnogeograficzne (mapy topograficzne);

2. tematyczne (mapy geologiczne, sozologiczne, glebowe).

3. Fotogeologia, teledetekcja, fotointerpretacja, fotogrammetria, GIS.

Teledetekcja określa zdalne badanie powierzchni Ziemi na podstawie zdjęć lotniczych i satelitarnych. W Polsce stosuje się termin fotointerpretacja. Może być ona prowadzona dla celów np. geologicznych (fotogeologia), sozologicznych, rolnych, leśnych, wywiadowczych, wojskowych itp.

Dla optymalnego wykorzystania materiałów teledetekcyjnych koniecznym jest:

1. znajomość technik rejestracji obrazów drogą fotograficzną i elektroniczną, zarówno samolotów, śmigłowców czy satelitów;

2. świadomość czym różnią się te obrazy w stosunku do rzeczywistego obrazu terenu, jaki daje mapa topograficzna;

3. umiejętność interpretacji obrazów (kojarzeniu obrazu na zdjęciach z obiektami znajdującymi się w terenie). Może być ona prowadzona metodą wizualno - manualną, jak i z wspomaganiem komputera.

4. Zdjęcia lotnicze, a mapa topograficzna.

Porównanie mapy topograficznej i zdjęcia lotniczego:

	Mapa	Zdjęcie
Odwzorowanie	Ortogonalne	Środkowe
Zniekształcenia	Brak	Są
Skala	Stała	Zależy od wysokości punktów
Położenie punktów	Stałe	Zależy od ich wysokości i odległości od środka zdjęcia
Wykorzystanie	Bezpośrednie	Przy porównywaniu z innymi materiałami należy przetworzyć
Obraz stereoskopowy	Nie do uzyskania	Można uzyskać
Poziomice	Są	Brak
Ilość informacji	Mała	Bardzo duża
Koszt: wykonania zakupu	Bardzo duży Mały	Znaczny Duży

Zdjęcie lotnicze jest tym bliższe mapie topograficznej im: teren jest bardziej płaski, czyli mniejsze są deniwelacje terenu, oś optyczna kamery bliższa jest położeniu pionowemu, bliżej środka zdjęcia pracujemy, większa jest wysokość fotografowania. Wynika stąd, że zdjęcie terenu płaskiego wykonane przy pionowym ustawieniu osi optycznej aparatu ma wszystkie cechy mapy topograficznej.

Poniższe tematy opracowane na stronach od 45 do F4.

5. Podział map topograficznych ze względu na skalę, przeznaczenie, układ geodezyjny,

sposób wykonania itp.

6. Metody zdalnej rejestracji obszarów powierzchni Ziemi i ich przydatność w geologii, analizie środowiska, naukach pokrewnych.

7. Podstawowe informacje o zdjęciach lotniczych i obrazach satelitarnych Landsata.

8. Czynniki uwidaczniające na terenach zakrytych, na zdjęciach lotniczych i tym podobnych materiałach budowę geologiczną głębszego podłoża.

9. Metodyka prac geologicznych wykonywanych z wykorzystywaniem zdjęć lotniczych itp. materiałów.

10. Podział map tematycznych wg skali, podkładu, treści itp.

10a. Układy kartograficzne stosowane w Polsce.

11. Charakterystyka map geologicznych różnych typów.

12. Mapy obszaru Polski: geologiczne, geosozologiczne, geologiczno - gospodarcze, sozologiczne, glebowo - rolnicze i leśne.

V.

1. Organizacja prac w zakresie kartografii. Opis na stronie 47 - 50.

- 21 -

---