DEFORMACJE NIECIĄGŁE
WPROWADZENIEPrzed przystąpieniem do omówienia struktur nieciągłych powinniśmy się zapoznać z podstawami
teorii zniszczenia. Teoria ta nie wywodzi się bezpośrednio z nauk geologicznych, choć ma w nich duże
zastosowanie, lecz jej rozwój był nakręcany głównie przez towarzystwa ubezpieczeniowe wypłacające
olbrzymie odszkodowania za morskie katastrofy. Można w skrócie powiedzieć, że nauka ta odpowiada na
pytanie, dlaczego coś pęka (np. parówki w czasie gotowania, czy kadłuby statków podczas sztormu).W
poprzednim rozdziale omawialiśmy struktury powstające bez udziału zniszczenia, a polegające na zmianie
kształtu i rozmiaru deformowanego ośrodka. Teraz musimy uzupełnić terminologię dotyczącą naprężeń.
Przypomnijmy, że jako naprężenie rozumiemą na jednostkę powierzchni, a naprężenia całkowite rozkładają
się na naprężenia normalne (działające prostopadle do dowolnie rozpatrywanej płaszczyzny) i naprężenia
styczne (działające wzdłuż takiej płaszczyzny). Naprężenia normalne oznaczane symbolem O stosunkach między naprężeniami normalnymi, które możemy określić jako te przeciwstawiające się poślizgowi wzdłuż powierzchni nieciągłości, oraz ścinającymi, czyli tymi odpowiedzialnymi za przemieszczenia wzdłuż powierzchni uskoków, możemy przekonać się np. zimą w górach. Gdy trawersujemy bardzo stromy i oblodzony stok, to w chwilach paniki odruchowo „przytulamy” się do niego, przez co przyjmujemy pozycję równoległą do stoku. O ile, gdy staliśmy pionowo – naprężenia normalne przeciwstawiające się poślizgowi były duże (bo wyrażały się naszym ciężarem podzielonym przez powierzchnię podeszew w butach), to jeśli przykleimy się do śliskiego stoku – to wartość naprężeń normalnych spadnie, gdyż zwiększy się powierzchnia, którą przylegamy do stoku. Efekt będzie oczywisty i zsuwania się w dół nie powstrzymamy nawet zwiększając kąt tarcia w tym przypadku zewnętrznego) poprzez wbicie paznokci w stok. Jeśli nauka o naprężeniach wydaje się nam nadal zbyt abstrakcyjna do zastosowania w geologii, to może chociaż przypomnimy sobie o niej w takich krytycznych chwilach.
Z obecnością naprężeń ścinających (a więc działających w dwóch przeciwstawnych kierunkach)
nieodłącznie wiążą się przemieszczenia. W trójosiowym układzie naprężeń można wyznaczyć dwie
powierzchnie, wzdłuż których wartość naprężeń ścinających będzie największa. Pozornie wydawałoby
się, że powstające w naturze powierzchnie ścięć powinny być zorientowane pod kątem 45
Przyjrzyjmy się teraz, jak wyglądają wyżej poznane zasady w praktyce geologicznej. Nasze zadanie będzie
polegało na odtworzeniu układu naprężeń w oparciu o obserwowane powierzchnie zniszczenia (struktury
nieciągłe), takie jak np. spękania czy uskoki. Z teoretycznego punktu widzenia w trójosiowym układzie
naprężeń mają prawo powstać dwie powierzchnie ścięć, zorientowane pod kątem 45
Odnośnie spękań i uskoków w tektonice używane jest też często określenie sprzężone, które to określenie ma charakter opisowy i jest szersze względem terminu – komplementarne. Spękania czy uskoki sprzężone to takie, które są geometrycznie związane z jakimś elementem strukturalnym (np. osią fałdu), ale niekoniecznie musiały powstać równocześnie i w tym samym polu naprężeń. Tak więc spękania czy uskoki komplementarne są spękaniami sprzężonymi, ale spękania sprzężone nie muszą być komplementarne. SPĘKANIASpękania – to struktury nieciągłe, powierzchnie powstałe na skutek przerwania ciągłości skały, którym na ogół nie towarzyszy przemieszczenie lub jest ono bardzo małe. Z uwagi na ich genezę możemy wyróżnić spękania pochodzenia tektonicznego (a wśród nich spękanie o genezie ścięciowej i ekstensyjnej), spękania diagenetyczne (związane z przemianami objętościowymi wywołanymi np. odwodnieniem krzemionki w radiolarytach, czy procesem dolomityzacji) oraz spękania termiczne (powstałe na skutek stygnięcia skał magmowych). Tu zajmiemy się spękaniami pochodzenia tektonicznego. Spękania występują na ogół seryjnie i jeżeli wykazują na znacznym obszarze pewne uporządkowanie to nazywamy je ciosem. Mówiąc o spękaniach używamy terminu zespół na określenie szeregu równoległych do siebie spękań i system, jeśli mamy do czynienia z co najmniej dwoma zespołami. Z uwagi na geometrię systemów ciosowych rozróżniamy system ciosu ortogonalny – taki, w którym dwa zespoły przecinają się pod kątem mniej więcej prostym, i system romboidalny (nazywany też diagonalnym), w którym zespoły przecinają się pod kątem ostrym. Jeżeli chcemy odnieść orientację spękań (i również uskoków) do regionalnego biegu struktur, to mówimy o zespołach podłużnych (równoległych), poprzecznych (prostopadłych) lub diagonalnych (ukośnych) względem nich.
Jeżeli w terenie obserwujemy w danym zespole spękań takie, które są bardzo dobrze czytelne, wyróżniają się wśród innych znacznym zasięgiem i rozciągłością, to nazywamy je spękaniami przewodnimi. Gdy system spękań odznacza się dużą regularnością geometryczną, a jego płaskie powierzchnie dają się łatwo pomierzyć – mówimy o spękaniach systematycznych, które przeciwstawiamy spękaniom niesystematycznym, tzn. takim, których powierzchnie nie są płaszczyznami i trudno je zmierzyć. Przebieg tych ostatnich jest często uwarunkowany litologicznie: można je spotkać w zlepieńcach, czy wapieniach bulastych. Spękania mogą być rozwarte, wypełnione mineralizacją lub bez mineralizacji, albo mogą ujawniać się dopiero przy uderzeniu. Sposób wypełnienia spękań mineralizacją ma istotne znaczenie w analizie strukturalnej, gdyż informuje nas o ich sposobie otwierania się i etapach deformacji tektonicznych. Jeżeli stwierdzamy, że spękanie wypełnione jest minerałem mogącym pochodzić ze skały otaczającej, o włóknistym pokroju (a taki pokrój wykazują np. kalcyt, kwarc, chloryt) to mamy prawdopodobnie do czynienia z mineralizacją syntektoniczną, czyli tempo narastania kryształów pokrywało się z rozwieraniem szczeliny spękaniowej. Jeżeli kryształy narastały od powierzchni spękania w kierunku jego środka, - mówimy o żyłach syntaksjalnych, jeżeli natomiast przyrastały od środka szczeliny spękaniowej (w której zwykle zachowują się odszczepione blaszkowate fragmenty skały) ku jej brzegom – mówimy o żyłach anataksjalnych (Ramsay & Hubber 1983). Bywają też żyły złożone, noszące ślady kilkakrotnej mineralizacji (jednym lub kilkoma minerałami), albo rejestrujące niewielkie przemieszczenia. Niekiedy można spotkać rozwarte szczeliny spękaniowe o powierzchniach pokrytych szczotkami mineralnymi, ale całkowicie „nie zarośnięte”. Wśród spękań pochodzenia tektonicznego zasadniczo rozróżniamy spękania o genezie ekstensyjnej i spękania ścięciowe. Zapoznajmy się z kryteriami pozwalającymi na ich rozróżnienie.
Spękania ekstensyjne mogą powstać, albo pod wpływem rozciągania (tensji), albo na skutek kompresji i wywiązującego się w płaszczyźnie prostopadłej względnego rozciągania. Ponieważ spękania te powstają na skutek rozerwania, to ich brzegi są zwykle poszarpane o nieregularnym przebiegu, często z odszczepionymi fragmentami skały i przeważnie rozsunięte na znaczną (czasem kilkunastocentymetrową) odległość, rozwarte lub wypełnione mineralizacją (częściowo lub całkowicie). Ich przebieg jest zwykle nieregularny, ale z uwagi na znaczną grubość wypełniających je żył mineralnych – dobrze czytelny w terenie. Przeważnie wykazują orientację poprzeczną względem regionalnego biegu struktur. Spękania ze ścinania (ścięciowe) powstają według zasad opisanych dla ścięć komplementarnych. W odróżnieniu od spękań ekstensyjnych charakteryzują się płaskimi i gładkimi powierzchniami, bez mineralizacji lub o małej grubości żyłek mineralnych, często z niewielkimi przemieszczeniami lub z obecnością struktur wskazujących na naprężenia ścinające (np. rąbki tektoniczne). Mineralizacja spękań ścięciowych pochodzi na ogół z późniejszych etapów tektonicznych, gdyż ich rozwarcie nie jest równoczesne z ich powstaniem i następuje zwykle po ustąpieniu sił (odprężanie) odpowiedzialnych za ich pojawienie się. Inaczej mówiąc najpierw ma miejsce założenie ciosu, a później jego otwarcie i ewentualna mineralizacja. Aby prawidłowo rozpoznać cios o genezie ścięciowej należy wziąć pod uwagę cechy morfologiczne powierzchni spękaniowych, ich mineralizację, a także postarać się odszukać dwa zespoły komplementarne, tzn. takie, które powstały w tym samym czasie i w tym samym polu naprężeń. To ostatnie zadanie w praktyce terenowej jest zwykle trudne do realizacji, gdyż skały są przeważnie anizotropowe i w związku z tym jeden zespół powstaje „chwilę” wcześniej w tej partii skały, która ma mniejszą wytrzymałość, co może doprowadzić do rozładowania naprężeń i w związku z tym zanika powód do rozwinięcia się drugiego zespołu. Jednak jeśli w terenie stwierdzamy obecność dwóch zespołów spękań o genezie ścięciowej tworzących system romboidaly i diagonalny względem osi struktur oraz jeżeli obserwujemy wzdłuż ich powierzchni niewielkie przemieszczenia o zwrocie pokrywającym się z teoretycznie obowiązującym, to już mamy znaczne podstawy do posądzenia ich o komplementarność. Również jeżeli na zmianę mają miejsce niewielkie przemieszczenia jednego zespołu względem drugiego i drugiego względem pierwszego, to także może oznaczać „prawie” równoczesne powstanie obu zespołów. W warunkach laboratoryjnych w próbce poddanej trójosiowemu ściskaniu także częściej uzyskuje się pojedynczą powierzchnię zniszczenia niż dwa komplementarne ścięcia. Prawdopodobieństwo powstania obu zespołów naraz można zilustrować doświadczeniem. Weźmy pasek papieru, podzielmy go na 3 równe części i wzdłuż linii podziału natnijmy go na tę samą głębokość i pociągnijmy za końce: choćby papier był japoński, a nacięcia super dokładne, to raczej na pewno nie zdarzy się, aby środkowy fragment spadł nam na podłogę.
Podstawą analizy spękań są metody statystyczne bazujące na pomiarach ich orientacji. Aby prawidłowo zbierać dane dotyczące spękań celem ich późniejszej analizy statystycznej należy to robić w myśl z góry założonych kryteriów. Umożliwi to nam później wydzielenie zespołów homogenicznych i ułatwi ich interpretację. Po powrocie z terenu nie powinniśmy mieć wątpliwości, czy brak w notatkach uwagi o mineralizacji oznacza, że jej tam nie było, czy że zapomnieliśmy to sprawdzić. Zanim wypracujemy sobie w terenie własny schemat zbierania danych dotyczących spękań, spróbujmy zastosować proponowany schemat, pamiętając, że teren może nam narzucić znacznie większą liczbę kolumn.
KLIWAŻChoć jest to bardzo często notowana struktura tektoniczna, to zarówno jej definicja jak i klasyfikacja nastręcza wiele trudności. Określenie kliważ jest często używane zamiennie z terminem złupkowacenie (złupkowanie), oznaczającej zdolność skały do oddzielności łupkowej. Należy zauważyć, że oddzielność ta może wynikać w skałach osadowych ze sposobu sedymentacji podkreślonej później przez kompakcję tektoniczną wynikającą z ciśnienia nadkładu, a w skałach metamorficznych z obecności tekstur o charakterze płasko-równoległym. W tym rozumieniu należałoby uważać złupkowacenie za względnie pierwotną cechę, która może być obecna w skałach stosunkowo słabo zdeformowanych, termin kliważ natomiast można by zarezerwować dla powierzchni o charakterze tektonicznych struktur nieciągłych o naturze spękaniowej. Kliważ – to szczególny rodzaj spękań występujących seryjnie, tworzący zespół mniej więcej równoległych i równooddalonych spękań o odległościach od ułamków milimetrów do kilku centymetrów. Nadaje on skałom rodzaj oddzielności łupkowej, którą często nie sposób odróżnić od pierwotnego złupkowacenia wynikającego z obecności tekstur (foliacji, laminacji), stąd możemy używać tego terminu w dość szerokim zakresie na określenie wszelkiego rodzaju równoległej oddzielności. Gęsto ułożone powierzchnie kliważu powodują pocięcie skał na równoległościenne bloczki określane jako mikrolitony. Często wzdłuż powierzchni kliważu mają miejsce niewielkie przemieszczenia, a mikrolitony mogą być wewnętrznie zdeformowane. Najbardziej rozpowszechnioną klasyfikacją kliważu jest klasyfikacja o charakterze opisowym McPowella (1979). Uwzględnia ona odstęp między powierzchniami kliważu, ich morfologię oraz charakter stowarzyszonych z nim deformacji. Ze względu na odległość między powierzchniami kliważu został on podzielony na ciągły, w którym odstęp jest mniejszy od 0,1 cm, przez co skałę można dzielić na nieskończenie cienkie płytki (co wynika z jej tekstury), oraz kliważ rytmiczny o odstępach dostrzegalnych gołym okiem (>0,1 cm). Kliważ rytmiczny został podzielony na krenulacyjny, z którym wiążą się drobne zafałdowania w obrębie mikrolitonów, oraz kliważ dysjunktywny – powodujący lub nie powodujący wewnętrznej przebudowy. Kliważ dysjunktywny bez przebudowy dzieli sie na: Niezależnie od wyżej przedstawionej pobieżnie klasyfikacji opisowej McPowella (1979) w praktyce terenowej często wyróżnia się kliważ spękaniowy i osiowy oraz kliważ ołówkowy. Kliważ o charakterze spękaniowym jest spotykany zwykle w skałach osadowych, a jego występowanie często ogranicza się do warstw względnie bardziej podatnych. Zasada jego powstawania jest tłumaczona przez Jaroszewskiego (1972) w ten sposób, że jest to rozwinięty seryjnie jeden spośród dwóch zespołów ścinania w sytuacji, gdy oś naprężenia głównego jest ustawiona skośnie względem powierzchni ławicowych i drugi zespół nie rozwija się, bo naprężenia z nim związane rozładowywane są na powierzchniach międzyławicowych. Taka orientacja osi naprężenia głównego względem powierzchni kliważu sprzyja rotacji mikrolitonów tak, że w efekcie przyjmują one pozycję prostopadłą do kierunku kompresji.
Kliważ o charakterze spękaniowym jest bardzo powszechny we fliszu karpacki, gdzie mamy do czynienia z utworami o zmiennej podatności: na zmianę występują łupki i piaskowce. Z poprzedniego rozdziału wiemy, że efektem fałdowani takiego pakietu litologicznego są powstające w warstwie podatnej (łupkowej) fałdki ciągnione. Często towarzyszy im kliważ spękaniowy, którego powierzchnie są zorientowane tak, jak płaszczyzny osiowe fałdków. Jego cechą charakterystyczną jest występowanie tylko w warstwie podatnej i zanikanie na granicy z warstwą niepodatną jego powierzchnie nie są idealnie gładkie, a odstępy niezbyt regularne.Jego użyteczność w analizie strykturalnej jest taka sama, jak fałdków ciągnionych (powierzchnie kliważu spekaniowego pochylone są w stronę przegubu antykliny).
Nieco inną genezę oraz cechy morfologiczne ma kliważ osiowy, nazywany inaczej ścinającym. Występuje zwykle w skałach metamorficznych, a więc w bardziej podatnych warunkach i skałach, niż kliważ spękaniowy. Jego powierzchnie są zwykle płaskie i gładkie, a odstępy między nimi – bardzo regularne. Tną warstwy bez względu na ich litologię. Ten typ kliważu jest często zarazem mechanizmem fałdowania, a więc jego obecność odpowiada za uzyskanie geometrycznego efektu fałdów. Płaszczyzny osiowefałdów są zarazem powierzchniami kliważu lub są do nich równoległe. Powierzchnie kliważu osiowego ustawione są prostopadle do kierunku działania osi naprężenia największego i w połączeniu z osiami fałdów pozwalają na jednoznaczne określenie pola naprężeń. Niezależnie od tego, czy spotkany w terenie kliważ określimy jako osiowy bądź spękaniowy, możemy do jego bliższej charakterystyki zastosować opisową systematykę McPowella (1979).
Szczególnym przypadkiem kliważu jest kliważ ołówkowy. Może on powstać na skutek przecięcia powierzchni złupkowacenia z powierzchniami kliważu, albo na skutek krzyżowania się powierzchni kliważu pochodzącego z różnych etapów tektonicznych. Przecinanie się powierzchni kliważu doprowadza do nadania skale charakterystycznej oddzielności ołówkowej. Osie tych ołówków interpretowane są jako lineacja B, a więc pozwalają na wnioskowanie o orientacji osi naprężenia pośredniego (σ2).
DROBNE STRUKTURY SPĘKANIOWEJest to grupa struktur, na podstawie których określamy kierunek propagacji spękań oraz zwrot naprężeń ścinających odpowiedzialnych za ich powstanie. Do grupy struktur określających kierunek otwierania się spękań należą struktury pierzaste, miotlaste, koncentryczne i radialne. Są to struktury wektorowe, które do prawidłowej interpretacji należy opracowywać statystycznie. Drugą grupę stanowią struktury pozwalające na określenie zwrotu naprężeń ścinających. Są to spękania kulisowe, struktury rąbkowe i żebra tektoniczne. Struktury z obu grup często współwystępują ze sobą, ale najpierw omówimy je oddzielnie. Struktury na powierzchni spękań:
Struktury powstające w miarę wzrostu wartości naprężeń ścinających, pozwalające określić ich zwrot:
Powyższe struktury tworzą szereg ewolucyjny, w którym jedne struktury mogą przechodzić w drugie w miarę wzrostu naprężeń ścinających, choć nie oznacza to, że powstanie żeber tektonicznych musiało być poprzedzone powstaniem najpierw spękań kulisowych, potem rąbków tektonicznych, a dopiero na końcu żeber. Jeżeli wartość naprężeń ścinających będzie jeszcze większa, to w skale podzielonej wzdłuż żeber tektonicznych na dwa skrzydła, wzdłuż powierzchni nieciągłości będzie zachodziło przemieszczenie, prowadzące do powstania różnorakich struktur na powierzchni lustra tektonicznego. Jednym słowem od tego momentu mamy do czynienia z uskokiem, ale o tym – w następnym rozdziale. SPĘKANIA RIEDLASą to spękania o ścięciowej genezie, stowarzyszone zwykle z uskokami. W strefie ścinania wywiązują się naprężenia prowadzące do powstania spękań. Oś kompresji w takiej strefie jest zwykle ustawiona skośnie względem powierzchni uskokowej i w związku z tym pojawiają się zwykle dwa zespoły ścięć, z których jeden zajmuje pozycję, dzięki której nazywany jest niskokątowym (R), a drugi – wysokokątowym (R`). Dwusieczna kąta między nimi określa położenie osi kompresji. Obydwa typy ustawione są „pod prąd” względem ruchu uskokowego, czyli konsekwentnie. Przeważnie obecny jest tylko jeden spośród tych zespołów. Wzdłuż powierzchni spękań riedlowskich mają miejsce przemieszczenia o zwrocie takim, jak na powierzchniach ścięć komplementarnych. W skałach, bądź warunkach bardziej kruchych powstają spękania o charakterze tensyjnym (T), które również zajmują pozycję konsekwentną. Wszystkie te spękania, które cechuje ustawienie „pod prąd” względem zwrotu przemieszczenia, określane są spękaniami pierzastymi. Z uskokami, szczególnie w skałach podatnych, mogą być również stowarzyszone spękania w położeniu obsekwentnym (P,X), które to położenie wynika z rotacji wcześniej powstałych spękań.
Powierzchniom uskokowym powstałym w warunkach podatnych może również towarzyszyć kliważ o charakterze spękaniowym, który powstaje wówczas, gdy towarzyszące uskokowi powstałemu w warunkach podatnych powierzchnie spękań mają charakter drobnorytmiczny, a wzdłuż nich zachodzi rotacja ograniczających je mikrolitonów. STYLOLITY I SLIKOLITYStylolity – to struktury powstałe w wyniku rozpuszczania pod ciśnieniem, stąd też są
najczęściej spotykane w skałach poddających się rozpuszczaniu, głównie w węglanowych. Rozpuszczanie
to ma miejsce wzdłuż różnego rodzaju powierzchni nieciągłości (warstwowania, spękań, kliważu) na
skutek działania roztworów przemieszczających rozpuszczoną substancję skalną z miejsc o największym
naprężeniu w kierunku naprężenia najmniejszego, zgodnie z tzw. zasadą Rieckego. W następstwie tego
procesu nazywanego stylolityzacją powstaje szew stylolitowy kojarzący się z sejsmogramem, zbudowany z
ciasno ułożonych pręcików ustawionych prostopadle do powierzchni szwu. Aby lepiej wyobrazić sobie szew
stylolitowy zbudujmy sobie model z zapałek: weźmy zawartość kilku pudełek, zróbmy z nich pęczek i
ustawmy na nierównej powierzchni. To właśnie wierzchołki zapałek, czyli pręcików, tworzą
powierzchnię szwu stylolitowego, na którym jest zwykle obecne reziduum, złożone z nierozpuszczalnych składników
skały, np. domieszek ilastych. Te substancje, które przeszły do roztworu i zostały wyniesione poza
obszar wysokich naprężeń mogą ulegać wytrącaniu, a potem rekrystalizacji – i tak m.in. powstaje
mineralizacja spękań. Przyczyny prowadzące do powstania stylolitów mogą wynikać z samego ciśnienia
nadkładu i w takim przypadku nazywane są stylolitami litostatycznomi, lub z obecności nacisków
tektonicznych – wówczas powstają stylolity tektoniczne.
W analizie strukturalnej stylolity wykorzystywane są do określania kierunku kompresji: pręciki w szwie
stylolitowym ustawione są równolegle do osi naprężenia
Slikolity – to struktury pośrednie między stylolitami a uskokami. Ze stylolitami łączy
je proces rozpuszczania pod ciśnieniem, stąd będą najczęściej spotykane w skałach węglanowych, zaś
z uskokami – przemieszczenie mas skalnych. Chcąc określić różnicę między stylolitami a
slikolitami odwołamjy się do modelu z zapałkami: ułóżmy je płasko na stole tak, aby stykały się ze
sobą wzdłuż całej długości, a otrzymamy powierzchnię, na którą składają się powierzchnie boczne
zapałek. Slikolit zbudowany jest więc z pręcików ułożonych równolegle i przylegających do siebie
tworząc powierzchnię slikolitową. Od uskoku slikolity odróżnia to, że przemieszczenie nie odbywa się
wzdłuż konkretnej ciągłej powierzchni, lecz powstaje szereg ograniczonych niewielkich powierzchni (np.
ok. 1 dcm
USKOKIUskok – to powierzchnia nieciągłości, wzdłuż której miało miejsce przemieszczenie. Podstawowe elementy uskoku to powierzchnia uskokowa (niekoniecznie płaszczyzna) oraz skrzydła uskoku: wiszące – to, które doznało przemieszczenia w górę, i zrzucone– czyli to, które przemieściło się w dół. W literaturze zachodniej skrzydła uskoku są określanie nie ze względu na zwrot przemieszczenia, lecz położenie względem powierzchni uskokowej, więc mówi się o skrzydle stropowym i spągowym. Jeżeli przemieszczenie nie odbywa się wzdłuż określonej powierzchni lecz zachodzi w szerszej strefie – to używamy określenia strefa uskokowa lub strefa dyslokacyjna. Pojęcia uskok i dyslokacja stosowane są często zamiennie, choć to ostatnie ma nieco większy zakres i można go użyć np. do strefy fleksur.
Z uwagi na genezę uskoków uwarunkowaną orientacją pola naprężeń odpowiedzialnego za ich powstanie, możemy wydzielić 3 kategorie:
Zwróćmy uwagę, że nachylenie powierzchni uskokowej pozostaje w nierozerwalnym związku z kątem ścinania,
stąd też uskoki normalne zwykle będą stromsze, bo nachylone pod kątem ok. 60 - uskoki zrzutowe
- uskoki przesuwcze
- uskoki rotacyjne
- uskoki progowe (o pionowej powierzchni)
Wielkość przemieszczenia uskokowego jednego skrzydła względem drugiego jest określana przez szereg różnych parametrów geometrycznych uwzględniających ich tor ruchu. Poważne podręczniki wymieniają ich ponad 20, ale ponieważ mamy niewielką szansę na trafienie do odsłonięcia pozwalającego nam określić je wszystkie, to nasz podział będzie bardzo ogólny. Podstawowe parametry przemieszczenia uskokowego, to: ślizg - mierzony w płaszczyźnie uskoku
rozstęp – składowa pozioma ślizgu upadowego (r) zrzut - składowa pionowa ślizgu upadowego (z)
Ze względu na nachylenie powierzchni uskokowej - uskoki dzielimy na:
Ze względu na stosunek uskoków do regionalnej rozciągłości struktur wyróżniamy:
Uskoki można też podzielić na dwie grupy z uwagi na stosunek wieku powierzchni uskokowej do wieku przemieszczenia. Uskoki pierwotne – to takie, w których przemieszczenie wzdłuż powierzchni uskokowej było równoczesne z jej powstaniem i które nie były później reaktywowane. Uskoki wtórne wykorzystują do przemieszczeńwcześniej istniejące powierzchnie nieciągłości, np. spękań przewodnich, złupkowacenia, czy też już istniejących uskoków. Takie reaktywowane uskoki określane są jako odmłodzone i to odmłodzenie może mieć miejsce w zupełnie nowym układzie naprężeń, powodującym, że uskok normalny o stromej powierzchni stał się uskokiem np. inwersyjno-przesuwczym.
STRUKTURY TOWARZYSZĄCE USKOKOMBędziemy tutaj mówić o strukturach występujących na powierzchni uskoku bądź w strefie uskokowej, strukturach występujących w jego najbliższym sąsiedztwie oraz strukturach, za pośrednictwem których uskoki wygasają. Struktury występujące na powierzchni uskoków określane są wspólnym terminem tektoglify. Składają się na nie różnego rodzaju rysy i zadziory tektoniczne. Powierzchnia uskoku z tektoglifami nazywana jest też lustrem tektonicznym, gdyż w wyniku obróbki mechanicznej ulega wygładzeniu (zlustrowaniu). Ażeby dokładnie rozpracować tektoglify – wróćmy do struktur spękaniowych pojawiających się w miarę wzrostu naprężeń ścinających. Skończyliśmy na żebrach tektonicznych i stwierdziliśmy, że jeżeli nastąpi dalszy wzrost naprężeń – to będziemy mieli do czynienia z uskokiem. Omówmy sobie teraz struktury pojawiające się – już na powierzchni ukoku – w miarę dalszego wzrostu naprężeń i wielkości przemieszczenia. W pierwszej fazie ruch będzie się odbywał wzdłuż stawiającej duży opór żeberkowanej powierzchni, więc oba skrzydła uskoku będą się niejako wczepiały w siebie zahaczając o nierówności, czego efektem może być pojawienie się na powierzchni struktur dachówkowych, czyli odszczepionych fragmentów powierzchni uskoku, które przypominają zarysem zachodzące na siebie dachówki. Niekiedy zdarza się, że fragment takiej pod prąd ustawionej dachówki, wystająca konkrecja czy skamieniałość zostanie wyrwana i uwięziona na powierzchni uskoku i w trakcie przemieszczenia będzie zostawiać przypominający rynnę ślad, na końcu którego możemy się spodziewać narzędzia odpowiedzialnego za jego powstanie Ten rodzaj struktur nazywany jest tektoglifami z wyorania, a zwrot ruchu na jego podstawie interpretujemy „pod prąd”. W wyniku dalszego ruchu powierzchnia będzie stopniowo wygładzana, pojawią się na niej rysy tektoniczne, niemniej wszelkiego rodzaju chropowatości będą nadal powodowały haczenie jednego skrzydła o drugie i powstawanie zadziorków ustawionych „pod prąd” względem zwrotu ruchu. Ten typ struktur, na który składają się rysy i zadziory rozwinięte bezpośrednio na skale – nazywamy tektoglifami z wcięcia. Jeżeli przemieszczenie będzie trwało nadal, to tarcie występujące na powierzchni uskoku w miarę postępu ruchu będzie powodowało wzrost temperatury i pojawienie się roztworów mineralnych w szczelinie uskokowej. Możemy w przybliżeniu powiedzieć, że skała niejako „poci się” i wypaca na powierzchnię uskoku minerał, z którego sama jest zbudowana. Mineralizacja powierzchni uskokowej ma na ogół charakter synkinematyczny, tzn., że wzrost kryształów jest równoczesny z przemieszczeniem i dłuższe osie krystalograficzne są zorientowane zgodnie z kierunkiem transporty tektonicznego. Wszystkie te okoliczności (obecność mineralizacji, nazywanej niekiedy „trzecią warstwą” oraz orientacja kryształów zgodna z kierunkiem ruchu) sprawiają, że poślizg jest bardzo ułatwiony. Mineralizacja odgrywa tu taką samą rolę, jak masło w kanapce, czy smar w łożysku, w związku z tym powstające zadziory już nie będą efektem wczepiania się jednego skrzydła w drugie, lecz rozrywania warstwy mineralnej, której część „odjeżdża” z jednym skrzydłem, a część – z drugim. Tak powstałe zadziory tektoniczne nazywane są tektoglifami z oderwania i interpretujemy je „z prądem”. Powtórzmy jeszcze raz, co decyduje o tym, jak interpretujemy zadziory na powierzchni luster tektonicznych: jeżeli powstały bezpośrednio w skale – to „pod prąd”, jeżeli w obrębie mineralizacji – to „z prądem”.
Zapoznaliśmy się ze strukturami powstającymi na powierzchni luster tektonicznych oraz z ich przydatnością interpretacyjną. Rysy i zadziory nie są jedynymi wskaźnikami kierunku i zwrotu ruchu wzdłuż powierzchni uskoku. Również szereg struktur występujących w bezpośrednim sąsiedztwie uskoku pozwala nam na jego poprawną interpretację. W poprzednim rozdziale omawialiśmy spękania powstające w strefie ścinania (spękania riedlowskie), a więc takie, które towarzyszą uskokom, stąd nazywane są często spękaniami opierzającymi. Niekiedy ich skala jest taka, że nie mówimy o spękaniach, lecz o uskokach opierzających, których zasady interpretacji są takie same, jak dla spękań. Ich charakter w dużym stopniu jest uzależniony od podatności ośrodka skalnego (bądź warunków odkształcenia) i ze względu na jego własności wyróżniamy uskoki podatne i uskoki kruche. Cechy diagnostyczne dla każdego typu zostały zestawione w poniższej tabelce. Rozróżnienie uskoków podatnych i kruchych oraz umiejętność odróżnienia uskoku głównego od
uskoku opierzającego ma istotne znaczenie praktyczne, gdyż jest warunkiem poprawnej interpretacji. Należy
mieć świadomość, że na podstawie struktur ślizgowych z uskoków o charakterze podatnym nie można
wyciągać daleko idących wniosków o polu naprężeń, gdyż powierzchnie uskokowe nie są płaszczyznami,
a rysy wykazują zmienną orientację. Dzieje się tak dlatego, że powstają przeważnie w lokalnym polu
naprężeń, kształtowanym wspólnie ze strukturami ciągłymi i powoduje to, że nie można ich analizować
metodami geometrycznymi. Inaczej jest z uskokami kruchymi: orientacja rysy ślizgowej na danej powierzchni
uskoku (bez względu na to, czy jest to uskok pierwotny, czy wtórny) jest ściśle zdeterminowana układem
naprężeń i jej położenie można określić dokładnie na podstawie tzw. równania Botta (1959). Drugim
istotnym czynnikiem mającym wpływ na położenie rysy na powierzchni lustra są proporcje między naprężeniami
wyrażone współczynnikiem
Zupełnie oddzielną grupę uskoków stanowią uskoki synsedymentacyjne, czyli aktywne w trakcie powstawania osadów. Najważniejsze cechy diagnostyczne to większa miąższość warstw w skrzydle zrzuconym lub ich brak w skrzydle wiszącym, osuwiska i brekcje w skrzydle zrzuconym lub powierzchnie erozyjne w skrzydle wiszącym. Ponadto uskoki synsedymentacyjne mogą być strefą zmiany facji. Uskoki tego typu przeważnie nie mają czytelnej powierzchni uskokowej lub jest ona słabo zaznaczona jako nieregularna, rozmyta, zdeformowana na skutek kompakcji i diagenezy powierzchnia. WSPÓŁWYSTĘPOWANIE STRUKTUR CIĄGŁYCH I NIECIĄGŁYCHPowyżej dokonaliśmy przeglądu drobnych struktur tektonicznych omawiając każdą oddzielnie i przedstawiając je w formie klasycznej. Pamiętajmy jednak, że w przyrodzie rzadko spotkamy podręcznikowe przykłady drobnych struktur i że zwykle będzie im czegoś brakowało do doskonałości (to tak, jak trudno jest znaleźć dziewczynę, która byłaby jednocześnie piękna, mądra i bogata). Miejmy nadzieję, żew napotkanych w terenie strukturach potrafimy dojrzeć cechy pozwalające na ich klasyfikację bez względu na to, w ilu etapach powstawały i ile struktur ponakładało się na siebie. Powróćmy do współwystępowania struktur fałdowych i spękaniowych. W procesie powstawania fałdów ze zginania w zewnętrznych partiach skrętu antykliny i synkliny wywiązują się lokalne naprężenia rozciągające, które prowadzą do powstania spękań ekstesyjnych nazywanych z racji strefy, w której występują - spękaniami przegubowymi. W skrętach wewnętrznych ma miejsce lokalna kompresja, więc tu mogą powstać dwa zespoły komplementarnych spękań ścięciowych, diagonalnych względem osi fałdu. W szczególnych warunkach litologicznych w zewnętrznych(poddanych lokalnemu rozciąganiu) skrętach fałdów może powstać budinaż, a w wewnętrznych – fałdki parazytyczne.
Proces deformacji masywu skalnego jest podobny do przebiegu odkształcenia próbki laboratoryjnej: w miarę wzrostu wartości naprężeń najpierw będzie miało miejsce odkształcenie sprężyste (odwracalne), potem podatne (odpowiadające fałdowaniu), aż wreszcie nastąpi zniszczenie (czyli powstaną spękania i uskoki). Można uogólnić, że w pierwszym etapie deformacji tektonicznych powstają głównie struktury ciągłe, a w późniejszym – nieciągłe, a mówiąc inaczej, żenajpierw powstają struktury podatne, a potem – niepodatne. W skałach podatnych (lub w warunkach podatnych) struktury ciągłe i nieciągłe mogą powstawać równocześnie, ale mogą też pochodzić z różnych etapów tektonicznych i być na siebie ponakładane. W trakcie fałdowń o charakterze płaszczowinowym, tzn. takich, które prowadzą do odkłuć, znacznych przemieszczeń, zafałdowań i wewnętrznych złuskowań – fałdy i uskoki współwystępują ze sobą. Powstają struktury seryjne nazywane dupleksami, które składają się ze złuskowanych i ponasuwanych imbrykacyjne fałdów. W literaturze zachodniej struktury te są obrazowo okręślane jako stado koni (Boyer i Elliot 1982). Wiążą się ze znacznym skróceniem poziomym, a ich powstanie może być zainicjowane powstaniem powierzchni ścięcia lub asymetrycznym fałdem. Dupleksy są zwykle ograniczone od dołu i od góry powierzchniami nasunięć: spągową i stropową a u czoła ogranicza je powierzchnia ścięcia określana jako rampa.
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Informacje o uzupełnieniach oraz sprostowania i uwagi proszę kierować do webmastera Data ostatniej zmiany: 12.10.2001 Polskie znaki kodowane są zgodnie z normą ISO-8859-2
|
osiągają największe
wartości na przekroju prostopadłym do kierunku ściskania (kompresji), a najmniejszą wzdłuż kierunku równoległego.
Naprężenia styczne, nazywane inaczej ścinającymi, oznaczane symbolem 
, mają maksymalną wartość wzdłuż
płaszczyzny ustawionej pod kątem 45
do osi kompresji, a spadają do zera na przekrojach równoległych i prostopadłych
do kierunku ściskania. Ścinanie, czyli oddziaływanie pary sił skierowanych przeciwstawnie, jest
najczęstszą przyczyną powstawania uskoków i spękań.
),
charakterystyczny dla poszczególnych typów litologicznych skał, o który odchylają się powierzchnie ścięć
względem położeń teoretycznych. Stosunek naprężeń ścinających do naprężeń normalnych ujęty
jest w tzw. równaniu tarcia: 
. Zależność między naprężeniami
stycznymi i normalnymi oraz zależność między wartością kąta tarcia wewnętrznego i kąta ścinania
wzdłuż dowolnego przekroju ustawionego pod kątem α w stosunku do osi naprężenia głównego
przedstawiamy na diagramie Coulomba-Mohra. Wykreślona na nim linia zniszczenia będąca wykresem równania
Coulomba:
jest nachylona pod kątem
-
). Ażeby doszło do powstania powierzchni zniszczenia
koło Mohra musi osiągnąć styczność z linią zniszczenia. Im większa różnica między naprężeniami,
tym większa średnica koła Mohra i tym większe prawdopodobieństwo powstania zniszczenia lub
przemieszczenia wzdłuż istniejącej powierzchni. Zwróćmy przy okazji uwagę na fakt, że aby koło
Mohra osiągnęło styczność z liną zniszczenia niekiedy wystarczy spadek wartości
, zaś kąt
pomiędzy dwoma komplementarnymi powierzchniami ścięć wynosi 2
) i jest zarazem formą lineacji B,
a oś naprężenia najmniejszego będzie do obu prostopadła.
) ustawionych mniej więcej równolegle, wzdłuż których zachodzą nieznaczne
przemieszczenia. Orientacja pręcików slikolitowych wskazuje na kierunek przemieszczenia, lecz zwykle nie
pozwala określić jego zwrotu. Slikolity niekiedy trudno odróżnić od struktur ślizgowych na
powierzchniach luster tektonicznych, ale po zapoznaniu się z następnym rozdziałem – na pewno to się
nam nie zdarzy.
= 0
.
Znając te prawidłowości możemy na podstawie zebranych pomiarów metodami graficznymi lub obliczeniowymi
(z pomocą programów komputerowych) odtworzyć układ naprężeń (por. rozdział: Metody statystyczne).
