Ewolucja sieci spêkañ ciosowych we fliszu zachodniego Podhala
(Karpaty wewnêtrzne, Polska)
Miros³aw Ludwiniak
1Joint-network evolution in the western part of Podhale Flysch (Inner Carpathians, Poland). Prz. Geol., 56: 1092–1099.
A b s t r a c t. The network of joints cutting the flysch deposits in the western Podhale is reasonably regular both in map scale and in individual outcrops. It is formed by five sets having a different orientation with respect to the range of the Podhale Synclinorium, as well as a different age and origin. The oldest diagonal sets (DR, DL) are
con-jugate and roughly coeval and were formed as “potential shear surfaces” in horizontal beds, whereas their further opening proceeded in an extensional mode. The younger sublongitudinal set (L') comprises extensional joints orig-inated during the early buckling of beds. The transverse set (T), younger than the L'-set, comprises extensional joints formed in relation to the WNW-ESE extension of the Podhale Synclinorium. The youngest longitudinal set (L) originated in an extensional mode in consequence of stress relaxation in the rock massif during postorogenic uplift. Joint density increases in areas involved in relatively strong tectonic disturbances: the zone of tectonic contact between the flysch and the Pieniny Klippen Belt, the zone of contact between the Paleogene deposits, the Tatra Massif and the Bia³y Dunajec fault zone.
Keywords: joints, paleostress, Podhale flysch, Inner Carpathians
Przedmiotem tego artyku³u jest charakterystyka geo-metrii i rozwoju sieci ciosu we fliszu zachodniego Podhala (ryc. 1). Niniejsza praca jest kontynuacj¹ badañ zapocz¹tko-wanych przez Boretti-Onyszkiewicz (1968b) i Ksi¹¿kiewi-cza (1968) dotycz¹cych problematyki spêkañ ciosowych w polskich Karpatach.
Spêkania ciosowe (ryc. 2) s¹ jednymi z najpowszech-niej i najlicznajpowszech-niej wystêpuj¹cych struktur tektonicznych (m.in. Hancock, 1985; Price & Cosgrove, 1990). W niniej-szej pracy za cios uznano seryjnie wystêpuj¹ce, systema-tyczne i penetratywne w skali ods³oniêcia i regionu spêkania, przecinaj¹ce pojedyncze ³awice w przybli¿eniu prostopadle do ich powierzchni, w odstêpach w przybli¿e-niu proporcjonalnych do mi¹¿szoœci tych¿e ³awic (Mastella & Zuchiewicz, 2000). Spêkane fragmenty ³awic nie zostaj¹ przy tym przemieszczone lub wykazuj¹ jedynie oznaki nie-wielkiego przemieszczenia przesuwczego (do 1 mm — Cosgrove & Ameen, 2000; Twiss & Moores, 2001).
Zarys budowy geologicznej
Synklinorium podhalañskie jest zbudowane z utworów bêd¹cych fragmentem paleogeñskiej pokrywy Karpat wewnêtrznych (ryc. 1). Kontakt utworów paleogenu z pie-niñskim pasem ska³kowym (PPS) jest tektoniczny, z jed-nostkami tatrzañskimi zaœ sedymentacyjny. Utwory te sk³adaj¹ siê ze starszego kompleksu wêglanowego (tzw. eocenu numulitowego — ryc. 1B) i m³odszej od niego serii fliszowej (najni¿szy oligocen–dolny miocen — Gedl, 2000; Garecka, 2005). Najni¿sze i najwy¿sze kompleksy serii fliszowej (odpowiednio: warstwy szaflarskie i ostry-skie; ryc. 1B; Go³¹b, 1959) s¹ zbudowane z cienko³awico-wych piaskowców i mu³owców z prze³awiceniami ¿wi-rowców i ³upków ilastych. Warstwy zakopiañskie s¹ z³o¿one w g³ównie z drobnou³awiconych mu³owców i ³upków ilastych, prze³awiconych mniej licznymi piaskowcami cienko³awicowymi, z lokalnymi wk³adkami dolomitów
¿elazistych. Udzia³ piaskowców wzrasta ku górze profilu. Le¿¹ce wy¿ej warstwy chocho³owskie s¹ z³o¿one z pakie-tów ³upków ilastych, cienko³awicowych piaskowców i mu-³owców prze³awiconych piaskowcami œrednio³awicowymi i wystêpuj¹cymi lokalnie piaskowcami grubo³awicowymi. Ca³kowita mi¹¿szoœæ fliszu osi¹ga 4000 m (Watycha, 1976; Ludwiniak, 2006) i jest wiêksza w pó³nocnym skrzy-dle synklinorium.
Tektonika synklinorium jest nieskomplikowana. Jej zasadniczymi elementami s¹ równole¿nikowe strefy tekto-niczne (Mastella, 1975). Na badanym obszarze wyró¿-niono piêæ takich stref (ryc. 3). Na tê równole¿nikow¹ stre-fowoœæ nak³adaj¹ siê du¿e, poprzeczne strefy uskokowe: Bia³ego Dunajca (NNE-SSW; Mastella & Klimkiewicz, 2008) i Bia³ki (NNW-SSE; Mastella i in., 1996) (ryc. 1A).
Metodyka
Obserwacje ciosu przeprowadzono w 782 ods³oniê-ciach, po³o¿onych wzd³u¿ rzek i potoków. Wykonywano je w litologicznie podobnych piaskowcach drobno- i œrednio-ziarnistych, charakteryzuj¹cych siê doœæ sta³ym sk³adem. Obserwacje przeprowadzono zgodnie z zaleceniami do-tycz¹cymi analizy spêkañ (m.in. Jaroszewski, 1972; Han-cock, 1985; Aleksandrowski, 1989; Dunne & HanHan-cock, 1994). W ka¿dym ods³oniêciu poza orientacj¹ ciosu pomie-rzono po³o¿enie warstw. £¹cznie wykonano 16 975 pomia-rów orientacji ciosu i 2754 pomiary po³o¿enia warstw.
Zgodnie z sugestiami wielu autorów (m.in. Dunne & Hancock, 1994; Twiss & Moores, 2001; Hanks i in., 2006) dokonano równie¿ obserwacji morfologii powierzchni spêkañ, stosunków intersekcyjnych, stopnia rozwarcia oraz mineralizacji. Rejestrowano równie¿ drobne struktury towarzysz¹ce spêkaniom. Na podstawie tych informacji bezpoœrednio w ods³oniêciach podzielono populacjê spê-kañ na zespo³y, zgodnie z sugestiami Hancocka (1994).
Ze wzglêdu na przyjêt¹ teoriê Price’a (1959), z za-strze¿eniami Al Kadhiego i Hancocka (1980), w ka¿dym z ods³oniêæ warstwy wraz ze spêkaniami ciosowymi zosta³y zrotowane do poziomu z zastosowaniem ogólnie
1
Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; miro@uw.edu.pl
przyjêtych procedur (Mastella i in., 1997). Wykonano dia-gramy orientacji spêkañ jako projekcje na doln¹ pó³kulê równopowierzchniowej siatki Schmidta. Pos³u¿y³y one do odczytania dominuj¹cej orientacji poszczególnych zespo³ów ciosu, a nastêpnie do obliczenia parametrów charakteryzuj¹cych pole paleonaprê¿eñ ciosotwórczych (tab. 1).
W wybranych 140 ods³oniêciach dokonano obserwacji niezbêdnych do obliczenia gêstoœci ciosu, zgodnie z proce-dur¹ opisan¹ w pracy Mastelli (1972). Jako parametru okreœlaj¹cego gêstoœæ u¿yto porównawczego wskaŸnika ca³kowitej gêstoœci spêkañ (Dc), który jest zwi¹zany z
u¿y-tym przez Mastellê wskaŸnikiem Vczale¿noœci¹: Dc=Vc −1, (–). strefa uskokowa Bia³ego Dunajca Bia³y Dunaejc fault zone strefa uskokowa Bia³ki Bia³ka fault zone Dunajec
SYNKLINORIUM PODHALAÑSKIE
PI NE IÑSKI P Y AS SKA£KOW P£ASZCZOWINA MAGURSKA NIECKA ORAWSKO -NOWOTARSKA MAGURA NAPPE T A T R Y
PIENINY KLIPPEN BELT
PODHALE SYNCLINORIUM
ORAVA
-NOWY TARG BASIN
jednostki wierchowe i reglowe
High-Tatric and Sub-Tatric units
S£OWACJA SLOVAKIA trzon krystaliczny crystalline core 10km Zakopane Nowy Targ Kraków Warszawa A POLSKA POLAND 50° 20° Skrzypny Cic hy Dzianis ki C zarny D una j ec Rafaczañ ski Byst r y B u ia³y Dna jec Szaflary Koœcielisko Dzianisz Witów Chocho³ów Ciche Nowe Bystre Ratu³ów Bañska Ni¿na Bañska Wy¿na Skrzypne Z¹b Czerwienne ZAKOPANE MT MP Z1 Z2 Ch1 Ch2 Z1 Z2 Os En Ng Sz 318 544 332 328 324 548 552 550 554 558 320 322 324 328 332 Ostrysz Mt. Guba³ówka Mt. Domañski Wierch Mt. 748 ¯ar Mt. Magura Witowska Mt. 1228 1128 771 C B 2km A B D MT MP En Sz Z1 Z2 Ch1 Ch2 Os Ng uskoki faults lokalizacja linii pomiarowych wartoœci k¹ta 2 (patrz ryc. 4) Q location of 2 values measurement lines (see Fig. 4)
Q
neogen niecki orawsko-nowotarskiej Neogene of the Orava-Nowy Targ Basin warstwy ostryskie
Ostrysz Beds
warstwy chocho³owskie górne Upper Chocho³ów Beds warstwy chocho³owskie dolne Lower Chocho³ów Beds warstwy zakopiañskie górne Upper Zakopane Beds
warstwy szaflarskie Szaflary Beds eocen numulitowy Nummulite Eocene
utwory mezozoiczne pieniñskiego pasa ska³kowego Mesozoic of the Pieniny Klippen Belt utwory mezozoiczne jednostek reglowych Mesozoic of the Sub-Tatric units warstwy zakopiañskie dolne Lower Zakopane Beds
A B
uskoki przypuszczalne inferred faults
Ryc. 1. A — Szkic tektoniczny polskiej czêœci Karpat wewnêtrznych (wg Ksi¹¿kiewicza, 1972 — zmodyfikowana); B — szkic geologiczny terenu badañ (na podstawie Watychy, 1976; Mastelli i in., 1988, 2000; Mastelli & Klimkiewicz, 2008 oraz badañ autora)
Fig. 1. A — Tectonic sketch-map of the Polish part of the Inner Carpathians with location of the study area (after Ksi¹¿kiewicz, 1972 — modified); B — geological sketch-map of the study area (compiled after Watycha, 1976; Mastella et al., 1988, 2000; Mastella & Klimkie-wicz, 2008 and the author’s own investigations)
50 cm 10 cm
A B
Ryc. 2. Spêkania ciosowe w ³awicach piaskowców warstw chocho³owskich dolnych (A — rzeka Bia³y Dunajec) i szaflarskich (B — potok Skrzypny)
Fig. 2. Joints in sandstone beds: A — in the Bia³y Dunajec River, Lower Chocho³ów Beds; B — in the Skrzypny Stream, Szaflary Beds
Charakterystyka spêkañ ciosowych
Sieæ ciosu na badanym obszarze tworzy piêæ zró¿ni-cowanych morfologicznie zespo³ów o ró¿nej orientacji wzglêdem regionalnej rozci¹g³oœci synklinorium podhalañ-skiego (tab. 1). S¹ to: dwa zespo³y diagonalne (DRi DL),
zespó³ poprzeczny (T) oraz zespo³y pod³u¿ny (L) i sub-pod³u¿ny (L'). Jednak¿e w poszczególnych ods³oniêciach wystêpuj¹ dwa do czterech zespo³ów.
System diagonalny (zespo³y DRi DL)
Wygl¹d spêkañ nale¿¹cych do obydwu zespo³ów jest bardzo podobny. Powierzchnie spêkañ s¹ z regu³y p³askie i g³adkie, rzadziej ze strukturami pierzastymi (Parker, 1942). S¹ one prostopad³e b¹dŸ nieznacznie odchylone od k¹ta prostego w stosunku do u³awicenia. Œlady spêkañ na powierzchniach ³awic s¹ z regu³y prostoliniowe, d³ugie i ci¹g³e, czêsto tn¹ powierzchnie ³awic wzd³u¿ ca³ego ods³oniêcia (ryc. 2A).
W ods³oniêciach, w których wystêpuj¹ oba te zespo³y, nale¿¹ce do nich spêkania przecinaj¹ siê lub wygasaj¹ na sobie naprzemiennie. W kilku przypadkach zaobserwowa-no ³ukowate przejœcia jednych w drugie. Œlady spêkañ pozosta³ych zespo³ów utykaj¹ lub zmieniaj¹ gwa³townie kierunek na kontakcie ze œladami spêkañ DRi DL(ryc. 2).
Wyj¹tek stanowi sytuacja, w której spêkania DR i DL s¹
zmineralizowane kalcytem. Wówczas œlady niezminerali-zowanych spêkañ pozosta³ych zespo³ów przecinaj¹ œlady spêkañ DRi DL. Ci¹g³e œlady spêkañ kontynuuj¹ siê
niekie-dy w szeregi spêkañ kulisowych o niewielkich wartoœciach skrêtu (2£ d £ 25°). Czêœæ z nich mo¿na by interpretowaæ jako niskok¹towe œciêcia riedlowskie (Riedel, 1929), a czê-œæ jako ekstensyjne szeregi spêkañ kulisowych (Rothery,
1988). S¹ one najprawdopodobniej inicjalnymi formami ci¹g³ych spêkañ we wczesnym stadium ich rozwoju.
Spêkania wchodz¹ce w sk³ad szeregu penetruj¹ przy-powierzchniow¹ czêœæ ³awic piaskowców na niewielk¹ g³êbokoœæ (od kilku milimetrów do kilku centymetrów), przechodz¹c w g³¹b ³awicy w ci¹g³e spêkanie. Tam, gdzie dosz³o do odspojenia ska³y wzd³u¿ szeregu kulisowego, na powierzchni spêkania powstaj¹ r¹bki tektoniczne umiej-scowione przy powierzchni u³awicenia. Czêœæ spêkañ DR
i DL jest zmineralizowana kalcytem blokowym,
wyd³u-¿onym blokowym i w³óknistym. W dwóch ostatnich przy-padkach kryszta³y s¹ zorientowane prostopadle lub lekko skoœnie wzglêdem œcian spêkania.
Spêkania DRi DLs¹ liczniejsze w stosunku do
pozo-sta³ych zespo³ów. W skali ca³ego terenu badañ obserwuje siê przewagê iloœciow¹ spêkañ zespo³u DRnad zespo³em
DL.
K¹t zawarty pomiêdzy tymi zespo³ami jest mniej wiê-cej sta³y w poszczególnych ods³oniêciach, ale zmienia siê w skali ca³ego obszaru badañ (tab. 1). Wartoœæ tego k¹ta wzrasta od strefy osiowej ku brze¿nym strefom synklino-rium (ryc. 4).
Zespó³ poprzeczny (T)
Spêkania T s¹ najmniej liczne spoœród wszystkich zespo³ów (< 5% ca³ej populacji spêkañ). W odró¿nieniu od spêkañ DRi DLich powierzchnie s¹ przewa¿nie
chropowa-te i nierówne, niekiedy w znacznym stopniu. Z regu³y s¹ pionowe, niezale¿nie od po³o¿enia warstw. Œlady spêkañ s¹ czêsto krzywoliniowe (ryc. 2B) i przewa¿nie krótsze w sto-sunku do DRi DL. Iloœæ spêkañ zmineralizowanych
kalcy-tem jest relatywnie mniejsza w porównaniu z syskalcy-temem diagonalnym (szacunkowo ok. 5% populacji zespo³u T).
31 8 32 0 32 2 32 4 32 6 32 8 544 546 548 550 552 554 550 552 554 556 558 560 33 4 332 330 328 326 3,5 5,0 3,0 4,0 5,0 4,0 3,0 2,0 4,5 2,5 3,5 4,5 Guba³ówka Ostrysz Magura Witowska 1228,6 1023,1 1128,4 Chocho³ów ZAKOPANE Witów Koœcielisko Bia³y Dunajec 3,0 6,0 5,5 5,0 4,5 4,0 3,5 3,0 2,5 2,0 1,5 DC[-] 2 km izolinie wartoœci (lini¹ przerywan¹ zaznaczono ich przypuszczalny przebieg) D isolines of the D index values (dashed where uncertain) C C granice stref tektonicznych boundaries of tectonic zones Bia³ yDun ajec Cz arny D unajec oœ synklinorium axis ofsynclinorium P I E N IÑ S K I P A S S K A £ K O W Y P I E NI N Y K L I P P E N B E L T ORAV A -NOW YTA RGBA SIN
strefa przytatrzañska
st re fa u sko ko wa Bia ³eg oD unaj ca B ia ³y Du na jec fau lt zo ne s t r e f a o s i o w a a x i a l z o n e s k r z y d ³ o N n o r t h e r n l i m b s y o k r z d ³ S s o e r l i u t h n m b Peri-Tatric zone PKB/f ontac lysch c t zone strefa kontaktu z PPS NIE CKA ORA WSK O- N OW OTAR SKA
Ryc. 3. Mapa gêstoœci ciosu z zastoso-waniem analizy powierzchni trendu wielomianem 1. stopnia z zaznaczony-mi strefazaznaczony-mi tektonicznyzaznaczony-mi
Fig. 3. Map of joint density based on the 1storder polynomial trend surface ana-lysis with depicted tectonic zones
Zespo³y pod³u¿ny (L) i subpod³u¿ny (L')
Spêkania L i L' s¹ podobne. Powierzchnie spêkañ s¹ przewa¿nie chropowate i nierówne, ich œlady zaœ s¹ krzy-woliniowe (ryc. 2). S¹ one katetalne w po³ogo le¿¹cych warstwach, natomiast w warstwach wychylonych wyka-zuj¹ pe³ne spektrum orientacji — od katetalnych a¿ do pionowych, niezale¿nie od biegu warstw, przy czym odchylenie od katetalnoœci nie przekracza kilkunastu stop-ni. Œlady spêkañ zespo³ów L i L' s¹ znacznie krótsze od spêkañ zespo³ów DRi DL. Œlady spêkañ L czêsto wygasaj¹
na œladach spêkañ T. Jednak¿e lokalnie œlady spêkañ oby-dwu zespo³ów przecinaj¹ siê i wygasaj¹ na sobie naprze-miennie, tworz¹c charakterystyczny uk³ad ortogonalny. W przegubach mezoskopowych antyklin, których osie s¹ w przybli¿eniu równole¿nikowe, stwierdzono wystêpo-wanie spêkañ maj¹cych cechy spêkañ radialnych (Kettner, 1954). Wiêkszoœæ z nich nale¿y do zespo³u L', niewielka czêœæ zaœ do zespo³u L.
Cios — interpretacja
Na podstawie opisanych wczeœniej cech geometrycz-nych i morfologiczgeometrycz-nych spêkañ stwierdzono, ¿e zespo³y DR i DL tworz¹ system sprzê¿onych spêkañ komplemen-tarnych. Tworzy³y siê one w dwóch etapach. Pierwotnie by³y zak³adane (Price, 1959; Price & Cosgrove, 1990) w poziomych warstwach jako potencjalne powierzchnie œciêæ (Mandl, 1988), widoczne obecnie w postaci anizo-tropii wytrzyma³oœciowej (Boretti-Onyszkiewicz, 1968a) i akustycznej (Domonik, 2003, 2007). System ten by³ zak³adany w trójosiowym, kompresyjnym polu naprê¿eñ (s1>s2>s3), w którym oœ najwiêkszego naprê¿enia
nor-malnegos1(D)odpowiada dwusiecznej k¹ta ostrego
pomiê-dzy obydwoma zespo³ami, bêd¹cego podwójnym k¹tem œciêcia (2Q). Niewielk¹ czêœæ spêkañ systemu diagonalne-go, tworz¹c¹ k¹t 2Q < 45°, nale¿y uznaæ za hybrydowe (Hancock, 1985; zob. te¿ ryc. 4). Powsta³y one w polu naprê¿eñ, w którym wartoœæ najmniejszego naprê¿enia normalnego (s3) by³a ujemna. Geometria szeregów
kuliso-wych i spêkañ opierzaj¹cych wskazuje ogólnie na wystê-powanie tendencji do przemieszczenia prawoskrêtnego w obrêbie zespo³u DR i lewoskrêtnego w przypadku
zespo³u DL. O przedfa³dowych za³o¿eniach systemu
diago-nalnego œwiadczy ujednolicenie orientacji spêkañ w ka¿dym z tych zespo³ów uzyskane podczas testu fa³dowego (ryc. 5), jak równie¿ przemieszczenia œladów zmineralizowanych spêkañ wzd³u¿ powierzchni laminacji w sfa³dowanych piaskowcach wywo³ane posuwem fa³dowym (Mastella & Ozimkowski, 1979). Obecnoœæ struktur pierzastych na powierzchniach spêkañ i geometria wyd³u¿onych krysz-ta³ów kalcytu wype³niaj¹cych niektóre z nich wskazuj¹, ¿e by³y one otwierane ekstensyjnie (Bahat & Engelder, 1984; Passchier & Trouw, 1998) lub transtensyjnie z niewielkim
317 319 321 323 325 327 329 333 30° 40° 50° 60° 70° 80° n = 78 n = 56 A B X [km] 2Q 2Q Y : 549-551 [k m] Y : 555-557 [k m] S TATRY TATRA MTS. PPS PKB SYNKLINORIUM PODHALAÑSKIE PODHALE SYNCLINORIUM N R2= 0,3884 skrzyd³o N northern limb skrzyd³o S southern limb strefa kontaktu z PPS PKB/flysch contact zone strefa pr zytatr zañska Peri-T atric zone oœ synklinorium axis of synclinorium strefa osiowa axial zone spêkania hybrydowe hybrid fractures 30° 40° 50° 60° 70° 80° C D R2= 0,2995 317 319 321 323 325 327 329 331 333 [km]X
Ryc. 4. Rozk³ad wartoœci podwójnego k¹ta œciêcia 2Q w przekroju poprzecznym synklinorium podhalañskiego (lokalizacja na ryc. 1B). Na wykres naniesiono wielomianow¹ liniê trendu 2. stopnia. n — Liczba pomiarów
Fig. 4. Diagrams showing distribution of the double shear angle 2Q value along the Podhale Synclinorium (for location see: Fig. 1B). The 2ndorder polynomial trend lines are marked on the dia-grams. n — Number of measurements
Tab. 1. Orientacja i wybrane parametry sieci spêkañ ciosowych Table 1. Orientation and selected parameters of the joint-network
Orientacja Orientation Zespo³y ciosu Joint sets Parametry sieci spêkañ Parameters of the joint-network
Parametry systemu diagonalnego
Parameters of the diagonal joint system
DR DL T L L’ Podwójny k¹t œciêcia Double shear angle 2Q Najwiêksze naprê¿enie normalne Maximum normal stress s1(D) D = s1(D)– T* azymuty spêkañ joint azimuths 143–173 13–58 175–25 65–103 48–78 wartoœci parametrów parameter values 33–77 –21–36 –29–27 regionalna dominanta orientacji spêkañ regionally predominant joint orientation 156–160 36–40 16–20 86–90 66–70 regionalnie dominuj¹ce wartoœci parametrów regionally predominant parameter values 56–70 (60% przypadków) (60% of all cases) 11–15 –8
udzia³em sk³adowej przesuwczej w póŸniejszym etapie ich rozwoju.
Spêkania T powstawa³y ekstensyjnie w trójosiowym polu naprê¿eñ, w którym oœ ujemnego naprê¿enias3by³a
zorientowana poziomo, prostopadle do powierzchni spêkañ w kierunku okreœlonym regionaln¹ dominant¹ 106–110°. Osie naprê¿eñs1is2(naprê¿enie poœrednie) by³y
równo-leg³e do powierzchni spêkañ.
Spêkania L i L' zasadniczo s¹ spêkaniami ekstensyjny-mi. Wystêpuj¹ce w przegubach fa³dów spêkania radialne powsta³y w czasie zginania warstw, w wyniku ich roz-ci¹gania powy¿ej powierzchni neutralnej fa³du (Ramsay, 1967; zob. te¿ ryc. 6, etap II). Nale¿y je wiêc uznaæ za spê-kania tensyjne powsta³e równoczeœnie z fa³dowaniem.
Etapy rozwoju ciosu
Sieæ ciosu tworzy³a siê w kilku etapach, zwi¹zanych z ewolucj¹ strukturaln¹ synklinorium podhalañskiego.
Etap I. Zak³adanie spêkañ systemu diagonalnego (ryc. 6) rozpoczê³o siê w momencie, w którym le¿¹ce poziomo warstwy piaskowców fliszowych osi¹gnê³y poziom zdiagenezowania umo¿liwiaj¹cy kumulowanie naprê¿eñ.
Naprê¿enia te by³y wywo³ane narastaj¹c¹, regionaln¹ i po-³udnikow¹ kompresj¹ wywo³an¹ przez konwergencjê p³yty pó³nocnoeuropejskiej z blokiem Alcapa (m.in. Oszczypko & Œl¹czka, 1989; Plašienka i in., 1997; Fodor i in., 1999), trwaj¹c¹ do póŸnego oligocenu/wczesnego miocenu (Go-lonka i in., 2000) i zakoñczon¹ kolizj¹ (Nemèok i in., 1998) ok. 13–17 mln lat temu (Decker & Peresson, 1996).
Etap II. Na prze³omie póŸnego oligocenu i wczesnego miocenu dosz³o do uformowania zasadniczych rysów strukturalnych synklinorium w postaci równole¿nikowych stref tektonicznych (ryc. 3; Mastella, 1975). Nast¹pi³o to w efekcie odm³odzenia uskoków w pod³o¿u paleogenu (Mahel, 1969; Soták & Janoèko, 2001), zwi¹zanego z wy-piêtrzaniem Tatr i PPS (Andrusov, 1968; Birkenmajer, 1986). W tym etapie w inicjalnej fazie wyginania warstw zaczê³a siê ujawniaæ czêœæ spêkañ systemu diagonalnego, jak równie¿ powsta³a ta czêœæ spêkañ zespo³u L', oraz nie-wielka czêœæ zespo³u L, która jest genetycznie zwi¹zana z wyginaniem warstw (ryc. 6).
Etap III. W œrodkowym miocenie rozpoczê³o siê wypiêtrzanie synklinorium podhalañskiego (Birkenmajer, 1986). Z tym etapem by³o zwi¹zane powstanie stref usko-kowych Bia³ego Dunajca i Bia³ki. Stopniowe wypiêtrzanie synklinorium, przy s³abn¹cej horyzontalnej kompresji, umo¿liwi³o rozszerzanie fliszu w kierunku WNW-ESE i powstanie ekstensyjnych spêkañ zespo³u T (ryc. 6). Stwierdzona niewielka niewielka ró¿nica k¹towa kierun-kóws1(D)i zespo³u T (–8° — tab. 1) mo¿e œwiadczyæ o
nie-wielkiej prawoskrêtnej rotacji pola naprê¿eñ (osis1is3)
w stosunku do systemu diagonalnego. Nie mo¿na jednak wykluczyæ alternatywnej koncepcji, ¿e jest ono efektem lewoskrêtnej rotacji pod³o¿a fliszu. Kierunek tej rotacji by³by zgodny z wynikami badañ paleomagnetycznych (Marton i in., 1999). W tym etapie wraz z zespo³em T powsta³a niewielka czêœæ spêkañ L, tworz¹c z nim uk³ad ortogonalny, co mog³o byæ spowodowane lokaln¹, szybk¹ i naprzemienn¹ reorientacj¹ pola naprê¿eñ (Caputo & Caputo, 1988).
Etap IV. Trwaj¹ce do dziœ wypiêtrzanie utworów fli-szowych (Makowska & Jaroszewski, 1987; Baumgart-Ko-tarba & Král, 2002; Œrodoñ i in., 2006) umo¿liwi³o ich poziome poszerzanie i pozwoli³o na relaksacjê naprê¿eñ szcz¹tkowych w masywnie skalnym. W tym etapie utwo-rzy³a siê wiêkszoœæ spêkañ zespo³u L (ryc. 6), najpóŸniej-szych w stosunku do pozosta³ych zespo³ów, i czêœæ spêkañ L'. Objawi³y siê one jako spêkania ekstensyjne, powsta³e poprzez uwolnienie energii sprê¿ystej nagromadzonej, jak to zak³ada Price (1959), w czasie zak³adania ciosu. Jedno-czeœnie w podlegaj¹cym erozji odprê¿anym masywie skal-nym ujawni³y siê spêkania nale¿¹ce do starszych zespo³ów.
Dyskusja
Wyniki badañ sk³oni³y autora do przedyskutowania czêœci pogl¹dów zawartych w dotychczasowych pracach dotycz¹cych w ca³oœci lub czêœciowo tematyki spêkañ cio-sowych we fliszu podhalañskim.
Liczba zespo³ów tworz¹cych sieæ ciosu opisana w dotychczasowych pracach jest mniejsza od wyznaczonej przez autora (od 3 — Pokorski, 1965, Boretti-Onyszkie-wicz, 1968b, do 4 — Halicki, 1963). Dokonany przez auto-ra podzia³ spêkañ na zespo³y bezpoœrednio w ods³oniêciach
p.w. n = 31 n = 27
skrzyd³o S
southern limb
skrzyd³o N
northern limb
A
B
C
158/87S 39/85S 90/84S DR DL L 161/80N 37/79N 90/73N zespó³ set orientacja pr zed rotacj¹ orientation before rotation orientacja po rotacji orientation after rotation 158/90 36/90 90/86S DR DL L 162/82S 29/62S 98/47S zespó³ set orientacja pr zed rotacj¹ orientation before rotation orientacja po rotacji orientation after rotation D R DL L D R DL L D R DL L D R DL L p.w.Ryc. 5. Orientacja spêkañ ciosowych w obrêbie antykliny w warstwach chocho³owskich dolnych w potoku Rafaczañskim. Diagramy orientacji powierzchni spêkañ przed rotacj¹ (A) i po rotacji warstw do poziomu (B). C — Dominuj¹ca orientacja poszczególnych zespo³ów ciosu. n — Liczba pomiarów, p.w. — po³o¿enie warstw
Fig. 5. Orientation of joints in an anticline from the Lower Cho-cho³ów Beds in the Rafaczañski Stream. Diagrams of joint pla-ne orientation before (A) and after (B) back tilting of beds to horizontal. C — predominant orientation of particular joint sets. n — Number of measurements, p.w. — bedding
pozwoli³ unikn¹æ w³¹czenia do jednego zespo³u ró¿nych genetycznie spêkañ o zbli¿onej orientacji (Hancock, 1994). Pokorski (1965), Boretti-Onyszkiewicz (1968b) i Halicki (1963) dokonali podzia³u na zespo³y metodami statystycz-nymi, analizuj¹c zbiorcze diagramy orientacji ciosu wyko-nane dla du¿ych obszarów. W efekcie spêkania DLi L'
o zbli¿onej orientacji zosta³y przez nich w³¹czone do jed-nego zespo³u. Nie wyró¿nili równie¿ zespo³u T. Jego ma³a liczebnoœæ i orientacja (zbli¿ona w niektórych przypad-kach do zespo³ów DRlub DL) sprawiaj¹, ¿e w podczas
ana-lizy danych z du¿ych obszarów ulega on zatarciu w obrazie statystycznym, pomimo faktu istnienia wielu ods³oniêæ, w których wspó³wystêpuj¹ spêkania tych trzech zespo³ów.
Orientacja zespo³ów wyznaczonych przez poprzed-nich badaczy i przez autora artyku³u ró¿ni siê w niektórych przypadkach. Powodem s¹ wspomniane odmienne metody wyznaczania zespo³ów, jak równie¿ to, ¿e niektórzy okre-œlali i porównywali wspó³czesne orientacje spêkañ znaj-duj¹cych siê w ró¿nej sytuacji tektonicznej (Pokorski, 1965; Boretti-Onyszkiewicz, 1968b). Jak wynika z prze-prowadzonych tu rozwa¿añ, wiêkszoœæ spêkañ ma za³o-¿enia wczeœniejsze w stosunku do innych deformacji tekto-nicznych. Ich obecna pozycja zale¿y wiêc od po³o¿enia warstw. W celu porównania orientacji tych spêkañ odtwo-rzono ich pierwotne po³o¿enie, odrotowuj¹c warstwy do poziomu wraz z tymi spêkaniami. W efekcie uzyskano bar-dziej ujednolicon¹ orientacjê tych zespo³ów (ryc. 5). Wynika z tego, ¿e pogl¹d Boretti-Onyszkiewicz (1968b) i Pepola (1972) o braku wp³ywu pozycji tektonicznej na orientacjê ciosu nie zawsze jest uzasadniony.
Niektórzy autorzy zwrócili uwagê na wielkoœæ podwójnego k¹ta œciêcia (2Q) miêdzy sprzê¿onymi spêkaniami odpowiadaj¹cymi systemowi diagonalne-mu (Boretti-Onyszkiewicz, 1968b: 50–90°; Morawski, 1972: ± 90°). Z rozwa¿añ Pokorskiego (1965) wyni-ka³oby, ¿e k¹t pomiêdzy jednym z zespo³ów, przyjêtym jako œciêciowy (40–70°), a kierunkiem odpowiadaj¹-cym orientacji osi s1jest równy 45°. Wtedy k¹t 2Q
by³by równy 90°. Tak du¿e wartoœci k¹ta 2Qnie pokry-waj¹ siê z obserwacjami autora (tab. 1), jak równie¿ z obserwacjami terenowymi na innych obszarach (m.in. Jaroszewski, 1972; Hancock, 1985; Dunne & Hancock, 1994; Mastella & Zuchiewicz, 2000) i wyni-kami badañ geomechanicznych (m.in. Hobbs, 1960; £ukaszewski, 2005). Zawy¿enie wielkoœci k¹ta 2Q by³o spowodowane zaliczeniem spêkañ DLi L' do
jed-nego zespo³u oraz nieuwzglêdnieniem wielkoœci k¹ta tarcia wewnêtrznego (j). Jego wartoœæ, gdy 2Q= 90°, wynosi³aby 0°, co oznacza, ¿e piaskowce, w których prowadzono badania, by³yby ca³kowicie pozbawione tarcia wewnêtrznego.
Z rozwa¿añ Boretti-Onyszkiewicz (1968b) i Mo-rawskiego (1972) dotycz¹cych gêstoœci ciosu wynika, ¿e jest ona mniej wiêcej sta³a. Obserwacje autora wskazuj¹ natomiast, ¿e lokalnie wzrasta w bezpoœred-nim s¹siedztwie mezouskoków. Dotyczy to zw³aszcza zespo³ów, które s¹ w przybli¿eniu równoleg³e do ich powierzchni. Autor zanotowa³ te¿ zwiêkszenie gêsto-œci spêkañ w przegubach mezofa³dów, w zespo³ach w przybli¿eniu równoleg³ych do ich osi. Wyniki anali-zy regionalnej wskazuj¹, ¿e gêstoœæ ciosu jest wiêksza w brze¿nych czêœciach synklinorium oraz w dolinie Bia³ego Dunajca (ryc. 3). Strefy te charakteryzuj¹ siê silniejszymi deformacjami tektonicznymi w stosunku do strefy osiowej synklinorium, co jest zwi¹zane z bli-skoœci¹ wypiêtrzanego masywu Tatr i PPS. Zwiêkszona gêstoœæ wzd³u¿ Bia³ego Dunajca jest zwi¹zana z ist-nieniem licznych uskoków nale¿¹cych do du¿ej strefy o charakterze no¿ycowym (Mastella, 1975) i rozci¹-ganiem utworów fliszowych w tej¿e strefie. Gêstoœæ ciosu mo¿e byæ zatem u¿ytecznym wskaŸnikiem stref zaburzeñ tektonicznych (m.in. Mastella, 1972; Hen-nings i in., 2000; Florez-Niño i in., 2005).
DL DR skrócenieshortening DL D R L' L' DL D R L' L' T -8° extension wypiêtr zanie uplift ekstensja rotacja (?) rotation (?) DL D R L' L' T L L s1 s2 s3 s1 s2 s3 s3 s1 s2 s1 s2 s3 s3(2) s1 s2(3) DL DR L' L T etap stage etap stage etap stage etap stage p ow i en e u tr z c h n i a n e u t r a l nr a l s u r f a c e a b e d s u r f a c e p ow i er z c h n i a w a r s t wy spêkania radialne radial fractures
I
II
III
IV
Ryc. 6. Schemat etapów rozwoju sieci ciosu. Lini¹ przerywan¹ zazna-czono anizotropiê ciosow¹. D³ugoœæ osi naprê¿eñ normalnych (s) ozna-cza ich wzglêdn¹ wielkoœæ
Fig. 6. Scheme of stages of development of joints. Dashed lines depicted the joint anisotropy. The lengths ofs-axes indicate the relative values of normal stresses
Wiêkszoœæ autorów (Boretti-Onyszkiewicz, 1968b; Morawski, 1972; Pepol, 1972) uznaje, ¿e cios jest starszy od wychylenia warstw i innych struktur tektonicznych. Zdaniem Boretti-Onyszkiewicz brak jest jakichkolwiek przes³anek wskazuj¹cych na wiekowe zró¿nicowanie poszczególnych zespo³ów ciosu. Jedynie Pokorski (1965) przypuszcza, ¿e w przedziale azymutów 160–175° mog³y na³o¿yæ siê dwa ró¿ne wiekowo systemy ³upliwoœci. Roz-wa¿ania autora zawarte w niniejszej pracy wskazuj¹ na kilku-etapowy rozwój sieci ciosu zwi¹zany z ewolucj¹ struktu-raln¹ synklinorium podhalañskiego.
Autor sk³ada serdeczne podziêkowania prof. Leonardowi Mastelli za poœwiêcony czas i cenne uwagi dotycz¹ce opracowy-wanego materia³u. Niniejsza praca zosta³a czêœciowo sfinanso-wana ze œrodków na badania w³asne (BW-1642/5) oraz statutowe (BST-977/2) Instytutu Geologii Podstawowej UW.
Literatura
ALEKSANDROWSKI P. 1989 — Geologia strukturalna p³aszczowiny magurskiej w rejonie Babiej Góry. Stud. Geol. Pol., 96: 1–140. AL KADHI A. & HANCOCK P.L. 1980 — Structure of the Durma-Ni-sah segment of the central Arabian graben system. Saudi Arabian Directorate General of Mineral Resources Bull., 16: 1–40.
ANDRUSOV D. 1968 — Grundriss der Tektonik der Nördlichen Kar-paten. Vyd. Slov. Akad. Ved, Bratislava.
BAHAT D. & ENGELDER T. 1984 — Surface morphology on cross--fold joints of the Appalachian Plateau, New York and Pennsylvania. Tectonophysics, 104: 299–313.
BAUMGART-KOTARBA M. & KRÁL J. 2002 — Young tectonic uplift of the Tatra Mts (fission track data and geomorphological argu-ments). Geol. Carpath., 53, Special Issue — CD with extended abs-tracts.
BIRKENMAJER K. 1986 — Stages of structural evolution of the Pie-niny Klippen Belt, Carpathians. Stud. Geol. Pol., 88: 7–32.
BORETTI-ONYSZKIEWICZ W. 1968a — Anizotropia ciosowa pia-skowców fliszowych Podhala zachodniego w œwietle badañ wytrzy-ma³oœciowych. Biul. Geol. UW, 10: 115–152.
BORETTI-ONYSZKIEWICZ W. 1968b — Cios we fliszu zachodniego Podhala. Acta Geol. Pol., 18: 101–152.
CAPUTO M. & CAPUTO R. 1988 — Estimate of the regional stress field using joint systems. Bull. Geol. Soc. Greece, 23: 101–118. COSGROVE J.W. & AMEEN M.S. 2000 — A comparison of the geo-metry, spatial organization and fracture patterns associated with forced folds and buckle folds. [In:] Cosgrove J.W. & Ameen M.S. (eds.) For-ced folds and fractures. Geol. Soc. London, Spec. Publ., 169: 7–21. DECKER K. & PERESSON H. 1996 — Tertiary kinematics in the Alpine-Carpathian-Pannonian system: links between thrusting, trans-form faulting and crustal extension. [In:] Wessely G. & Liebl W. (eds.) Oil and gas in Alpidic thrustbelts and basins of Central and Eastern Europ. Eur. Assoc. Geosci. Eng. Spec. Publ., 5: 17–21.
DOMONIK A. 2003 — Odwzorowanie powierzchni ciosowych pia-skowców fliszu podhalañskiego w badaniach wytrzyma³oœciowych z wybranych ods³oniêæ niecki podhalañskiej. Prz. Geol., 51: 430–435.
DOMONIK A. 2007 — Anizotropia w³aœciwoœci wytrzyma³oœciowych ska³ fliszowych jako efekt oddzia³ywania naprê¿eñ na przyk³adzie pia-skowców cergowskich z Komañczy. Geologos, 11: 133–141. DUNNE W.M. & HANCOCK P.L. 1994 — Palaeostress analysis of small-scale brittle structures. [In:] Hancock P.L. (ed.) Continental deformation. Pergamon Press, Oxford-New York: 101–120.
FLOREZ-NIÑO J.M., AYDIN A., MAVKO G., ANTONELLINI M. &
AYAVIRI A. 2005 — Fault and fracture systems in a fold and thrust belt: an example from Bolivia. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 89: 471–493. FODOR L., CSONTOS L., BADA G., GYÖRFI I. & BENKOVICS L. 1999 — Tertiary tectonic evolution of the Pannonian basin system and neighbouring orogens: a new synthesis of palaeostress data. [In:] Durand B., Jolivet L., Horvath F. & Serrani M. (eds.) The Mediterrane-an Basins: Tertiary extension within the Alpine Orogen. Geol. Soc. London, Spec. Publ., 156: 295–334.
GARECKA M. 2005 — Calcareous nannoplankton from the Podhale Flysch (Oligocene–Miocene, Inner Carpathians, Poland). Stud. Geol. Pol., 124: 353–369.
GEDL P. 2000 — Biostratygrafia i paleoœrodowisko paleogenu Podhala w œwietle badañ palinologicznych. Cz. I. Stud. Geol. Pol., 117: 69–154. GOLONKA J., OSZCZYPKO N. & ŒL¥CZKA A. 2000 — Late Car-boniferous-Neogene geodynamic evolution and paleogeography of the circum-Carpathian region and adjacent areas. Ann. Soc. Geol. Pol., 70: 107–136.
GO£¥B J. 1959 — Zarys stosunków geologicznych fliszu zachodniego Podhala. Biul. Inst. Geol., 149: 225–237.
HALICKI B. 1963 — Tektonika Podhala. Rocz. Pol. Tow. Geol., 33: 349–362.
HANCOCK P.L. 1985 — Brittle microtectonics: principles and practi-ce. J. Struct. Geol., 7: 437–457.
HANCOCK P.L. 1994 — From joints to paleostress. [In:] Roure F. (ed.) Peri-Tethyan platforms: Proceedings of the IFP/Peri-Tethys Research Conference held in Arles, France, March 23-25, 1993. Tech-nip, Paris: 145–158.
HANKS C.L., PARRIS T.M. & WALLACE W.K. 2006 — Fracture paragenesis and microthermometry in Lisburne Group detachment folds: Implications for the thermal and structural evolution of the nor-theastern Brooks Range, Alaska. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 90: 1–20.
HENNINGS P.H., OLSON J.E. & THOMPSON L.B. 2000 — Combi-ning outcrop data and three-dimensional structural models to characte-rize fractured reservoirs: an example from Wyoming. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 84: 830–849.
HOBBS D.W. 1960 — The strength and stress-strain characteristics of Oakdale coal under triaxial compression. Geol. Mag., 97: 422–435. JAROSZEWSKI W. 1972 — Drobnostrukturalne kryteria tektoniki obszarów nieorogenicznych na przyk³adzie pó³nocno-wschodniego obrze¿enia mezozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich. Stud. Geol. Pol., 38: 1–216.
KETTNER R. 1954 — Všeobecná geologie I. Stavba zemské kùry. Pøírodovìdecké vydavatelství, Praha.
KSI¥¯KIEWICZ M. 1968 — Spostrze¿enia nad rozwojem ciosu w Karpatach fliszowych. Rocz. Pol. Tow. Geol., 38: 335–384.
KSI¥¯KIEWICZ M. 1972 — Budowa geologiczna Polski. T. IV. Tek-tonika, cz. 3. Karpaty. Wyd. Geol., Warszawa.
LUDWINIAK M. 2006 — Geometria i geneza sieci spêkañ ciosowych we fliszu zachodniego Podhala. Arch. Instytutu Geologii Podstawowej UW, Warszawa.
£UKASZEWSKI P. 2005 — Ocena wytrzyma³oœci piaskowców fliszo-wych przy ró¿nych œcie¿kach obci¹¿enia w warunkach konwencjonal-nego trójosiowego œciskania. Prz. Geol., 53: 596–601.
MAHEL M. 1969 — Zlomy a ich uloha pocas mezozoika vo Vnutor-nich Karpatach. Geol. Pr., 47: 7–30.
MAKOWSKA A. & JAROSZEWSKI W. 1987 — O wspó³czesnych ruchach pionowych w Tatrach i na Podhalu. Prz. Geol., 35: 506–512. MANDL G. 1988 — Mechanics of tectonic faulting: models and basic concepts. Elsevier, Amsterdam.
MARTON E., MASTELLA L. & TOKARSKI A.K. 1999 — Large counterclockwise rotation of the Inner West Carpathian Paleogene Flysch — evidence from paleomagnetic investigations of the Podhale Flysch (Poland). Phys. Chem. Earth (A), 24: 645–649.
MASTELLA L. 1972 — Interdependence of joint density and thickness of layers in the Podhale flysch. Bull. Acad. Pol. Sci., Sér. Sci. Terre, 20: 187–196.
MASTELLA L. 1975 — Tektonika fliszu we wschodniej czêœci Podha-la. Rocz. Pol. Tow. Geol., 45: 361–401.
MASTELLA L. & KLIMKIEWICZ D. 2008 — Tektonika fliszu pod-halañskiego w dolinie Bia³ego Dunajca. Arch. Instytutu Geologii Pod-stawowej UW, Warszawa.
MASTELLA L., KONON A. & MARDAL T. 1996 — Tektonika fliszu podhalañskiego w dolinie Bia³ki. Prz. Geol., 44: 1189–1194.
MASTELLA L., KONON A. & SZCZÊSNY R. 2000 — Mapa geolo-giczna SW czêœci fliszu podhalañskiego 1 : 25 000. Arch. Instytutu Geologii Podstawowej UW, Warszawa.
MASTELLA L. & OZIMKOWSKI W. 1979 — Budowa tektoniczna po³udniowo-wschodniej czêœci Podhala. Prz. Geol., 27: 387–393. MASTELLA L., OZIMKOWSKI W. & SZCZÊSNY R. 1988 — Tekto-nika pó³nocno-zachodniej czêœci fliszu podhalañskiego. Prz. Geol., 36: 566–572.
MASTELLA L. & ZUCHIEWICZ W. 2000 — Jointing in the Dukla Nappe (Outer Carpathians, Poland): an attempt at palaeostress recon-struction. Geol. Quart., 44: 377–390.
MASTELLA L., ZUCHIEWICZ W., TOKARSKI A.K., RUBIN-KIEWICZ J., LEONOWICZ P. & SZCZÊSNY R. 1997 — Application of joint analysis for paleostress reconstructions in structurally compli-cated settings: Case study from Silesian nappe, Outer Carpathians (Poland). Prz. Geol., 45: 1064–1066.
MORAWSKI W. 1972 — Tektonika pó³nocnego skrzyd³a synklinorium podhalañskiego w rejonie Niedzicy. Acta Geol. Pol., 22: 573–592.
NEMÈOK M., HOK J., KOVÁÈ M., MARKÓ F., COWARD M.P., MADARAS J., HOUGHTON J.J. & BEZÁK V. 1998 — Tertiary extension development and extension/compression interplay in the West Carpathians mountain belt. Tectonophysics, 290: 137–167. OSZCZYPKO N. & ŒL¥CZKA A. 1989 — The evolution of the Mio-cene basin in the Polish Outer Carpathians and their foreland. Geol. Carpath., 40: 23–36.
PARKER J.M. 1942 — Regional systematic jointing in slightly defor-med sedimentary rocks. Geol. Soc. Amer. Bull., 53: 381–408. PASSCHIER C.W. & TROUW R.A.J. 1998 — Microtectonics. Sprin-ger-Verlag, Berlin.
PEPOL J. 1972 — Tektonika strefy osiowej synklinorium podhalañ-skiego w rejonie Bukowiny Tatrzañskiej. Acta Geol. Pol., 22: 593–600. PLAŠIENKA D., GRECULA P., PUTIŠ M., KOVÁÈ M. &
HOVORKA D. 1997 — Evolution and structure of the Western Carpa-thians: an overview. [In:] Grecula P., Hovorka D. & Putis M. (eds.) Geological evolution of the Western Carpathians (Mineralia Slovaca. Monograph). Geological Survey of Slovak Republic, Bratislava: 1–24.
POKORSKI J. 1965 — Wystêpowanie ³upliwoœci we fliszu wschodnie-go Podhala. Kwart. Geol., 9: 616–623.
PRICE N. J. 1959 — Mechanics of jointing in rocks. Geol. Mag., 96: 149–167.
PRICE N. J. & COSGROVE J.W. 1990 — Analysis of geological structures. Cambridge University Press, Cambridge-New York. RAMSAY J.G. 1967 — Folding and fracturing of rocks. Mc Graw-Hill, New York.
RIEDEL W. 1929 — Zur Mechanik geologischer Brucherscheinungen (Ein Beitrag zum Problem der Fiederspalten). Centralblatt Miner. Geol. Palaont., Abt. B: 354–368.
ROTHERY E. 1988 — En echelon vein array development in extension and shear. J. Struct. Geol., 10: 63–71.
SOTÁK J. & JANOÈKO J. 2001 — Central-Carpathian Paleogene Basin — an outline to sedimentology, sequence stratigraphy and basin history. [In:] Janoèko J. & Soták J. (eds.), Sedimentary sequences and depositional systems of the Central-Carpathian Paleogene Basin. Gui-debook to IAS field trip, Slovakia 2001. Cassovia Print, Košice: 1–32. ŒRODOÑ J., KOTARBA M., BIROÒ A., SUCH P., CLAUER N. & WÓJTOWICZ A. 2006 — Diagenetic history of the Podhale-Orava Basin and the underlying Tatra sedimentary structural units (Western Carpathians): evidence from XRD and K-Ar of illite-smectite. Clay Miner., 41: 751–774.
TWISS R.J. & MOORES E.M. 2001 — Structural geology. Freeman, New York.
WATYCHA L. 1976 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1 : 50 000. Arkusz Czarny Dunajec. Wyd. Geol., Warszawa.
Lineamenty otoczenia Tatr — porównanie interpretacji DEM i MSS
Wojciech Ozimkowski
1Lineaments of Tatra Mts. surroundings — DEM vs. MSS. Prz. Geol., 56: 1099–1102.
A b s t r a c t. The paper presents comparison of geological interpretations based on Landsat MSS image and DEM-based image, covering the same area of the Carpathian Mts. Individual interpretations of both images made by 16 interpreters were gathered into 2 multi-coverage interpretations (MSS and DEM). Results were compared — MSS with DEM, and DEM with geology. The DEM-based interpretations contain more lineaments with greater total lengths than MSS-based, but geological relationship of some lineaments is still unclear.
Keywords: lineaments, satellite image, DEM, Carpathians
Po ponad 30 latach geologicznej interpretacji obrazów satelitarnych (Graniczny & Mizerski, 2003) nast¹pi³ okres interpretacji cyfrowych modeli rzeŸby terenu — DEM (Digital Elevation Model) (Ostaficzuk, 2003; Chodyñ, 2004; Badura & Przybylski 2005; Graniczny i in. 2005; Konon & Œmigielski, 2006). Mimo wielu ró¿nic oba rodza-je interpretacji zwykle polegaj¹ na wizualnym wyznacza-niu lineamentów (sensu O’Leary i in., 1976) i oba mog¹ byæ obarczone subiektywizmem autora — interesuj¹ce wydaje siê wiêc byæ porównanie ich wyników. W tym celu poddano interpretacji klasyczny obraz ze skanera MSS (Multispectral Scanner) satelity Landsat i obraz uzyskany z cyfrowego modelu rzeŸby terenu (DEM), pokrywaj¹cy podobny obszar. Obydwie interpretacje wykonano metod¹ pokryæ wielokrotnych (Ozimkowski & Mardal, 1994; Karnkowski & Ozimkowski, 2001), wykorzystuj¹c tê sam¹ grupê interpretatorów i stosuj¹c obrazy w tej samej skali 1 : 600 000. Uzyskane dwie sieci lineamentów porównano ze sob¹ oraz z niektórymi publikowanymi mapami geolo-gicznymi. Porównano równie¿ parametry iloœciowe poszczególnych interpretacji indywidualnych.
Do badañ wybrano obszar siêgaj¹cy od brzegu Karpat zewnêtrznych na pó³nocy po po³udniowe krañce Kar-pat wewnêtrznych, zawarty pomiêdzy po³udnikami
Biel-ska-Bia³ej i Nowego S¹cza (ryc. 1), obejmuj¹cy ok. 120´ 170 km.
Obraz MSS
Interpretowany obraz ze skanera MSS satelity Landsat (ryc. 2A) by³ zarejestrowany w bliskiej podczerwieni (pasmo 7) i mia³ wyjœciow¹ rozdzielczoœæ rzêdu 70 m. Obraz z MSS — podobnie jak ze wszystkich póŸniejszych urz¹dzeñ tego typu — zawiera g³ównie szczegó³owe infor-macje o pokryciu terenu, natomiast jego rzeŸba jest czytel-na jedynie przy ró¿nym oœwietleniu zboczy o odmiennej ekspozycji, a dodatkowo podkreœlona przez sieæ drena¿u i zró¿nicowanie wegetacji.
Cyfrowy model rzeŸby terenu (DEM)
Wykorzystano model SRTM-3 z pomiarów radaro-wych misji SRTM wahad³owca Endeavour wykonanych w lutym 2000 r. Wybrano go ze wzglêdu na dostêpnoœæ (darmowy, do pobrania z serwera ftp://e0srp01u.ecs.nasa.gov/ srtm/version2/SRTM3/), mimo s³abej rozdzielczoœci (dla obszaru Polski ok. 60´90 m), która jednak ze wzglêdu na regionalny zasiêg opracowania by³a wystarczaj¹ca. Model wizualizowano w programie MicroDEM 8.0 Petera Gutha (http://www.usna.edu/Users/oceano/pguth/website/micro-demdown.htm).