Typy przemieszczeñ grawitacyjnych mas skalnych w obrêbie form
osuwiskowych polskich Karpat fliszowych
W³odzimierz Margielewski*
Patterns of gravitational movements of rock masses in landslide forms of the Polish Flysch Carpathians. Prz. Geol., 52: 603–614.
S u m m a r y. Patterns of gravitational movements in the Flysch Carpathians are connected with tectonic and lithologic anisotropy of the rock massifs. The paper reviews the baisic patterns of mass movemets in the Flysch Carpathians: toppling, translational, rotational and compound sliding, sagging and complex type of mass movement, ilustrated by selected forms using the structural (joints, faults) analysis. Toppling in the Carpathians is typical for double ridge and top trenches (example: Gaworzyna double ridge in the Beskid S¹decki Mts). Translational landslides with flat, „structural” sliding surface typical for shallow forms, might form along the bedding plane (example: Duszatyn and Pre³uki landslides, Western Bieszczady Mts), as well as along the joints an fault surface. The classifica-tion of ”structural landslides” commonly used nowadays, pertains only to translaclassifica-tional landslides. In deep-seated landslides the shearing zone will be combined, composed of structural sections (joints, faults, bedding plane) and shearing elements. Thus, to major-ity Carpathians landslides develop as mixed type (non circular) grouping complex movement, involving of various types of displace-ment: rotational–translational–toppling. Purely rotational movements with circular failure are developed in the Carpathians flysch massifs, when thick bedded sandstoned (resistant) are underlain by soft shales (example: pure rotational lndslide in Mt Kostrza in Beskid Wyspowy Mts). Influence of anisotropy of these rocks on sliding surface is strong by reduced, and soft rock favours rock flow (sagging) development, usually transformed later in to a rotational type of movement (example: rotational landslide with toppling and sagging elements on Mt Muronka. in Beskid Œl¹ski Mts). Very interesting mixed landslide on Mt Luboñ Wielki (Beskid Wyspowy Mts) represents alistric (antithetic) type of landslide.
Key words: mass movements, structural control, type of movements: rotational, translational, compound, topple, rock flow, Flysch Carpathians, Southern of Poland
Charakter przemieszczeñ grawitacyjnych mas skal-nych w polskich Karpatach fliszowych, by³ dotychczas traktowany zbyt schematycznie. W funkcjonuj¹cym mode-lu rozwoju osuwisk karpackich, zasadnicze znaczenie mia³ bowiem tzw „zsuw strukturalny”, zdefiniowany jako zsuw
przebiegaj¹cy wzd³u¿ okreœlonej, naturalnej powierzchni geologicznej, którego kierunek ruchu jest œciœle zwi¹zany z budow¹ geologiczn¹ i nastêpuje bez obrotu mas skalnych
(Kleczkowski, 1955; Ksi¹¿kiewicz, 1978; Bober, 1984; Bober i in., 1997). Dla tego typu zsuwów stworzono rów-nie¿ normy klasyfikacyjne (Kleczkowski, 1955; Bober, 1984; Bober i in., 1997), które by³y dotychczas powszech-nie stosowane w charakterystykach osuwisk karpackich (Ziêtara, 1968; Bober, 1984; Bober & Wójcik, 1977; Bober i in., 1997; Kukulak, 1988; Bajgier, 1989, 1993; 1994; Margielewski, 1997a; Zabuski i in., 1999; Wójcik & R¹czkowski, 2001). Z powszechn¹ stosowalnoœci¹ tych norm klasyfikacyjnych, by³ jednak zwi¹zany pewien istot-ny problem. Precyzyjnie zdefiniowane kryteria zsuwu strukturalnego, dotyczy³y bowiem tylko w¹skiej grupy osuwisk z p³ask¹ powierzchni¹ (stref¹) poœlizgu dowi¹zuj¹c¹ do powierzchni strukturalnej (lub ich kombi-nacji), a wiêc form translacyjnych sensu Varnes (1978), Hutchinson, (1988, 1995), Dikau i in. red. (1996), typo-wych g³ównie dla p³ytkich przemieszczeñ. Tego typu osu-wiska s¹ oczywiœcie powszechne na obszarze Karpat (Ziêtara, 1968, 1969; Mastella, 1975; Bober, 1975, 1984, 1986; i in. 1997; Nemèok, 1982; Kukulak, 1988; Bajgier, 1993; Wójcik, 1997; Margielewski, 1997a; 2002a, b), czy Sudetów (Synowiec, 2003). Jednak¿e w obrêbie masywów skalnych Karpat, licznie wystêpuj¹ rozleg³e i g³êbokie for-my, powsta³e czêsto na czo³ach warstw (w uk³adzie obse-kwentnym), których kierunek przemieszczeñ jest niezale¿ny od przebiegu struktur (Margielewski, 1997a;
1998; 2001a; 2002a). Czysto strukturalna forma przemiesz-czeñ w ich obrêbie, jest wykluczona tak¿e ze wzglêdu na znaczn¹ deformacjê oœrodka skalnego w strefie poœlizgu podczas transportu grawitacyjnego, na co wskazuj¹ rów-nie¿ modelowania numeryczne osuwisk (Zabuski i in., 1999).
Wobec braku mo¿liwoœci okreœlenia przebieguu p³asz-czyzny (strefy) poœlizgu w tych formach (zazwyczaj niedo-stêpnej do bezpoœrednich obserwacji), czêsto stosowano „zastêpcze” kryterium strukturalnych uwarunkowañ roz-woju ruchów masowych, polegaj¹ce na analizie zgodnoœci przebiegu elementów linijnych osuwisk (skarpy g³ównej, krawêdzi bocznych osuwiska, rowów rozpadlinowych etc.) i kierunków strukturalnych (Bober & Wójcik, 1977; Kukulak, 1988; Bajgier, 1989, 1993, 1994). Jednak, jak wykaza³y badania, w skalistych œcianach skarp osuwisk (tu: nisz) zawsze bêd¹ odwzorowane powierzchnie struk-turalne, jednak ich przebieg nie zawsze bêdzie zgodny z kierunkiem skarp, czy rowów rozpadlinowych (Mar-gielewski, 1998, 2001a, 2002a).
Czêœæ form osuwiskowych1
w Karpatach ma koluwia utworzone z pakietów skalnych (bloków lub p³yt skalnych — vide ryc. 1. 1–3AB), reprezentuj¹c tzw. osuwiska pakie-towe lub pakietowo-rumoszowe sensu Ziêtara (1969) (ryc. 1. 1–3). Analiza zmian kierunków spêkañ i po³o¿enia warstw w ich obrêbie, w stosunku do analogicznych kie-runków pomierzonych w skalistych skarpach osuwisk, pozwoli³a na okreœlenie charakteru przemieszczeñ grawi-tacyjnych mas skalnych, wystêpuj¹cych w tych formach
*Instytut Ochrony Przyrody PAN, al. A. Mickiewicza 33, 31-120 Kraków; margielewski@iop.krakow.pl
1
Wœród tych „form osuwiskowych” znajduj¹ siê równie¿ formy nie wykszta³caj¹ce powierzchni poœlizgu a wiêc nie bêd¹ce stricte osuwiskami. Jednak¿e definicja osuwisk w ujêciu Working Party on World Landslide Inventory jest szersza i przyjmuje mo¿liwoœæ pos³ugiwania siê terminem landslides dla okreœlenia ca³oœci ruchów masowych mass movements (Cruden, 1991; Varnes 1978). W takim szerszym znaczeniu, autor bêdzie wiêc u¿ywa³ terminu „formy osuwiskowe” (vide równie¿ tytu³ artyku³u).
ruchów masowych (vide Pulinowa, 1976; Margielewski, 1998, 2002a). Do charakterystyki ruchów masowych pos³u¿ono siê nomenklatur¹ Varnesa (Varnes, 1978; Cruden & Varnes, 1996) i Hutchinsona (1988, 1995), która jest u¿y-wana w obowi¹zuj¹cych obecnie kryteriach klasyfikacji ruchów masowych wprowadzonych przez International Geotechnical Societes’ UNESCO Working Party on World Landslide Inventory (Dikau i in., 1996).
Typy przemieszczeñ mas skalnych w oœrodkach anizotropowych
Sposób zniszczenia zbocza: rotacyjny (z obrotem mas skalnych) czy translacyjny (bez obrotu), zale¿y w decy-duj¹cym stopniu od stopnia niejednorodnoœci oœrodka. Zasadniczo uwa¿a siê bowiem, ¿e w oœrodku jednorod-nym, zsuwy maj¹ charakter rotacyjny, zaœ w niejednorod-nym, translacyjny, b¹dŸ mieszany (Brunsden, 1985; Hutchinson, 1995; Dikau i in. red., 1996; Zabuski i in., 1999). Poniewa¿ nie mo¿na sformu³owaæ praw ogólnych, pozwalaj¹cych na iloœciow¹ ocenê zwi¹zków pomiêdzy nie-jednorodnoœci¹ masywu skalnego a mechanizmem defor-macji (vide Thiel, 1980; Guzetti i in., 1996; Zabuski i in., 1999), wydaje siê, ¿e dla silnie anizotropowych masywów skalnych Karpat, model ten jest jednak nieco uproszczony. O ile translacyjny charakter p³ytkich zsuwów przemiesz-czanych po powierzchniach strukturalnych jest ewidentny, charakter przemieszczeñ form g³êbokich jest z³o¿ony i determinowany wypadkow¹ oddzia³ywania dwóch zasad-niczych czynników. Z jednej strony bêdzie to modelowa dla oœrodka jednorodnego d¹¿noœæ do przemieszczeñ mas skalnych wzd³u¿ teoretycznej powierzchni cykloidalnej, determinowanej kierunkiem dzia³ania naprê¿eñ, o stopniu krzywizny wzrastaj¹cym wraz z g³êbokoœci¹ jej posadowie-nia (Bishop, 1955; Scheidegger, 1974; Hutchinson, 1995; Guzetti i in., 1996; Zabuski i in., 1999). Z drugiej strony, tendencji do przemieszczeñ po krzywoliniowej powierzch-ni, bêdzie przeciwdzia³aæ zarówno sposób inicjacji ruchów masowych zwi¹zany z rozwojem szczeliny inicjalnej (szczeliny z rozci¹gania) w g³¹b masywu, jak te¿ anizotro-pia tektoniczna i litologiczna oœrodka skalnego, typowa dla masywów skalnych Karpat fliszowych. Wypadkow¹ tych tendencji, s¹ zsuwy z³o¿one (mieszane) o zasadniczo nie-cylindrycznej obwiedni strefy poœlizgu, poœrednie pomiê-dzy typem rotacyjnym (ryc. 1.4b) i translacyjnym (Dikau i in., 1996; Cruden & Varnes, 1996; Zabuski i in., 1999; Margielewski, 2001a). Specyfika anizotropii i nastêpstwa litologicznego masywów skalnych Karpat, stwarza rów-nie¿ mo¿liwoœæ wyst¹pienia form, z dominacj¹ rotacyjne-go charakteru przemieszczeñ (lub wrêcz osuwisk rotacyjnych — vide Margielewski, 2002a), pomimo i¿ uwa¿a siê, ¿e ten rodzaj przemieszczenia jest typowy g³ównie dla oœrodków izotropowych (Scheidegger, 1974; Hoek & Bray, 1981; Hutchinson, 1995; Zabuski i in., 1999).
Charakter inicjacji ruchów masowych
Problematyce powszechnego, d³ugotrwa³ego rozwoju ruchów masowych w Karpatach fliszowych wskutek pro-pagacji szczelin z rozci¹gania (dylatacyjnych2
), poœwiêco-no dotychczas kilka prac opartych o badania terepoœwiêco-nowe (Margielewski, 1998, 2001a, 2002a; Margielewski & Urban, 2000; 2003a, b). Wystêpuj¹cy powszechnie dualizm rozwoju dwóch powierzchni ograniczaj¹cych
zsuw: d³ugo rozwijanej powierzchni oderwania odwzoro-wanej pierwotnie w jednej ze œcian szczeliny z rozci¹gania, docelowo zaœ w skarpie g³ównej osuwiska oraz powierzch-ni (strefy) poœlizgu mas skalnych rozwijanej w trakcie prze-mieszczenia, powoduje, ¿e w ich obrêbie ró¿ny bêdzie charakter odwzorowania powierzchni strukturalnych. O ile pierwsza z powierzchni (oderwania) zawsze bêdzie mia³a charakter strukturalny, druga z nich — powierzchnia (strefa) poœlizgu, bêdzie strukturaln¹ jedynie w przypadku p³ytkich zsuwów translacyjnych, przemieszczanych po p³askich powierzchniach nachylonych w kierunku przemieszczeñ (niekiedy powierzchnia poœlizgu jest eksponowana na powierzchni — vide Margielewski, 1991; 2002a; Oszczypko i in., 2002). Zwiêkszanie zasiêgu osuwiska w g³¹b masywu (anizotropowego), powinno powodowaæ zmniejszanie udzia³u sk³adowej translacyjnej przemieszczeñ, skutkuj¹c zmniejszeniem udzia³u elementów strukturalnych (p³askich) w jej obrêbie.
Typy przemieszczeñ
Do g³ównych typów przemieszczeñ grawitacyjnych (ruchów masowych) rozwijanych w masywach skalnych nale¿¹: obryw, rozszerzanie boczne, sp³yw skalny, przechy³ oraz zsuwy: translacyjny, rotacyjny, i z³o¿ony (mieszany): poœredni pomiêdzy rotacyjnym i translacyjnym, jak te¿ przemieszczenia bêd¹ce kombinacj¹ tych typów (ryc. 1) (Hutchinson 1988, 1995; Brunsden, 1993; Dikau i in., 1996; Cruden & Varnes, 1996; Guzetti i in., 1996; Zabuski i in., 1999; Erismann & Abele, 2001).
Obryw. Ten typ przemieszczeñ jest zwi¹zany ze swo-bodnym spadkiem odspojonego materia³u skalnego (Dikau i in., 1996; Cruden & Varnes, 1996; Zabuski i in., 1999). Wystêpowanie tego typu przemieszczeñ w Karpatach jest ograniczone do stromych stoków Tatr, czy rzadziej Beski-dów Wysokich. Ze wzglêdu na specyficzny charakter prze-mieszczeñ grawitacyjnych (spadek swobodny), typ ten nie bêdzie charakteryzowany w niniejszej pracy.
Inicjalne formy przemieszczeñ: rozszerzanie boczne
i sp³yw skalny. Rozszerzanie boczne (lateral spreading)
jest zwi¹zane z podzia³em masywu skalnego wzd³u¿ szcze-lin i stopniowym przemieszczaniem jego fragmentów na boki wskutek ruchów poziomych (jak te¿ ruchów piono-wych, bêd¹cych lokalnie efektem wyciskania podatnego pod³o¿a) (Dikau i in., 1996; Cruden & Varnes, 1996; Zabu-ski i in., 1999). Przemieszczenia typu spreading, by³y w Karpatach obserwowane w obrêbie jaskiñ szczelinowych
2
Szczelina dylatacyjna (dylatacja: od ³ac. dilatare: rozszerzaæ, rozci¹gaæ) umo¿liwia niezale¿n¹ pracê statyczn¹ dwóch budowli, fragmentów masywu skalnego, etc, pozwalaj¹c zachowaæ równowagê uk³adu: w takim te¿ znaczeniu autor u¿ywa terminu „dylatacja” charakteryzuj¹c szczeliny z rozci¹gania. Nale¿y bowiem zwróciæ uwagê, ¿e w terminologii tektonicznej termin dylatacja (ang. dilation,
dilatation), by³ u¿ywany zarówno do okreœlania zjawisk zachodz¹cych
podczas odkszta³cania ska³y w strefie zniszczenia (Hoek & Bray, 1981; Thiel, 1980; Zabuski i in., 1999), jak równie¿ dla okreœlenia form (szczelin) z rozci¹gania (Tufts i in., 1998; Scheidegger, 2001; Košt’ák, 2002). W literaturze tektonicznej, dla okreœlenia pierwszego ze zjawisk (tj. wzrostu objêtoœci ska³y podczas odkszta³cania w strefie zniszczenia — poœlizgu, wskutek rozwierania mikroszczelin, wytr¹cania ziarn z pozycji najlepszego upakowania, czy poœlizgu wzd³u¿ nieci¹g³oœci o nieregularnych œcianach), powszechnie stosowany jest jednak termin
dylatancja (ang. dilatancy); (vide Dadlez & Jaroszewski, 1994; Norrish
(typu crevice), stanowi¹cych inicjalne stadium rozwoju ruchów masowych (Margielewski & Urban, 2000; 2003a).
Z kolei sp³yw skalny (rock flow, sackung) jest
zwi¹zany z d³ugotrwa³ym (zazwyczaj ci¹g³ym)
odkszta³caniem oœrodka skalnego (fa³dowaniem) wzd³u¿ granicy dziel¹cej nienaruszony masyw od jego fragmentu przemieszczanego grawitacyjnie (Zischinsky, 1969; Brükl & Scheidegger, 1972; Dramis & Sorriso-Valvo, 1994; Noverraz, 1996; Moser, 2002). Budowa geologiczna grzbietów Karpat fliszowych (sztywne, poszczelinione piaskowce s¹ podœcielone podatnymi ³upkami) bêdzie sprzyja³a powstawaniu tego typu deformacji grawitacyj-nych (Margielewski, 2001a, 2002a). Jakkolwiek obydwa typy przemieszczeñ mog¹ prowadziæ do powstania form samoistnych (Mahr & Nemèok, 1977; Dikau i in. red., 1996; Cruden & Varnes, 1996), jednak ze wzglêdu na cha-rakter ruchu, s¹ one zazwyczaj traktowane jako formy ini-cjalne prowadz¹ce do powstania form typu przechy³, oraz zsuwów: translacyjnego, rotacyjnego lub compound (Hutchinson, 1995; Crosta, 1996; Dikau i in. red., 1996). Formy te czêsto tworz¹ tak¿e komponenty w obrêbie prze-mieszczeñ kombinowanych (complex).
Przechy³ (topple). Tego typu ruchy masowe nie
wykszta³caj¹ strefy poœlizgu, i w pewnych warunkach rów-nie¿ mog¹ stanowiæ formy wyjœciowe do powstawania g³êbokich osuwisk (Hutchinson, 1995; Crosta, 1996). Ten charakter przemieszczeñ grawitacyjnych jest zwi¹zany z utrat¹ stabilnoœci mas skalnych w górnych partiach
masy-wu oraz ich odrywanie, przechylanie i przemieszczanie w dó³, w formie p³yt lub bloków (ryc. 1.1) (Hoek & Bray, 1981; Poisel, 1990; Cruden & Varnes, 1996; Dikau i in., 1996; Zabuski i in., 1999). Charakte-rystyczna dla tego typu przemieszczeñ, bêdzie wiêc rotacja p³aszczyzn strukturalnych (spêkania, uskoki, po³o¿enie warstw) wokó³ osi poziomej, zachodz¹ca w kierunku ruchu (ryc. 1.1). Powszechnoœæ rozwoju ruchów masowych w Karpatach wskutek propagacji szczelin z rozci¹gania, jak te¿ wystêpowanie ska³
podatnych w pod³o¿u sztywnych piaskowców
buduj¹cych wierzchowiny grzbietowe wskazuje, ¿e tego typu przemieszczenia mog¹ w Karpatach wystê-powaæ powszechnie (Margielewski, 2002a).
Gaworzyna. Charakterystyczny grzbietowy rów rozpadlinowy wystêpuje w obrêbie szczytowych partii i zachodniego stoku wzgórza Gaworzyna (963 m n.p.m.) w paœmie Jaworzyny Krynickiej. Forma powsta³a w obrêbie grubo³awicowych piaskowców ogniwa piaskowca z Piwnicznej formacji magurskiej (Golonka & R¹czkowski, 1981). Jest ona dobrze eks-ponowana w krajobrazie (ryc. 2). W jej obrêbie wystê-puje zespó³ wysokich (do 20 m) prostolinijnych skarp rozwijanych sukcesyjnie, zgodnie z przebiegiem silnie zaznaczonego tu zespo³u spêkañ skoœnych D2o kierun-ku 10–20o(ryc. 2a). Wystêpuj¹cy u ich podnó¿a roz-leg³y 30 m szerokoœci p³askodenny rów rozpadlinowy, oddziela od skarp rozleg³y pakiet skalny, prze-mieszczony grawitacyjnie (Margielewski, 1994) i sta-nowi¹cy element podwójnego grzbietu (ryc. 2a–b). Zachodnia czêœæ przemieszczonego pakietu obciêta jest skalist¹ skarp¹ o przebiegu dowi¹zuj¹cym równie¿ do zespo³u spêkañ D2. Szczegó³owa analiza po³o¿enia p³aszczyzn spêkañ pomierzonych w obrêbie zespo³u skarp g³ównych (ryc. 2, diagram a) oraz skarpy obcinaj¹cej przemieszczony pakiet (ryc. 2, diagram b), wskazuje, ¿e w obrêbie pakietu, p³aszczyzna spêkañ zespo³u D2jest nieznacznie zrotowana w kierunku ruchu (ok. 10–15o
— vide ryc. 2 diagramy a–b), czemu towarzyszy równie¿ stosunkowo niewielkie zmniejszenie k¹ta zapada-nia warstw w obrêbie pakietu. Wskazuje to, i¿ zasadni-czym typem przemieszczeñ by³ tu przechy³ (ryc. 1. 1).
Przeprowadzone przez autora badania wskazuj¹, ¿e przemieszczenia typu toppling, s¹ powszechne w obrêbie wiêkszoœci rowów grzbietowych w Karpatach, w tym zw³aszcza podwójnych grzbietów (vide Flis, 1958; Alexandrowicz & Alexandrowicz, 1988). Taki charakter przemieszczeñ dominuje w wystêpuj¹cym w s¹siedztwie Gaworzyny rowie grzbietowym na Zadnich Górach (Flis, 1958; Margielewski, 1997a, 2002a), podwójnym grzbiecie na Krzystonowie w Beskidzie Wyspowym (Margielewski, 1997b), w obrêbie Izdebczysk w masywie Babiej Góry (Alexandrowicz, 1978; Alexandrowicz & Alexandrowicz, 1988), jak równie¿ w rezerwacie Kornuty w Beskidzie Niskim (Lach, 1970).
Osuwiska (zsuwy) translacyjne. Przemieszczeniom translacyjnym poœwiêcono dotychczas w Karpatach wiele prac. Definicja zsuwu strukturalnego, jako ...
przebie-gaj¹cego wzd³u¿ okreœlonej, naturalnej powierzchni geo-logicznej, którego kierunek ruchu nawi¹zuje do budowy geologicznej i nastêpuje bez obrotu mas skalnych — tu
wokó³ osi poziomej (Kleczkowski, 1955; Bober, 1984), jest adekwatna w³aœnie do tego typu przemieszczeñ po p³askiej powierzchni poœlizgu. Klasyfikacja geologiczna Kleczkowskiego i Bobera (op. cit.) opracowana dla tych
a b 1 2 3 4 A A A B B B szczelina inicjalna (z rozci¹gania) tension crack szczelina inicjalna (z rozci¹gania) tension crack szczelina inicjalna (z rozci¹gania) tension crack szczelina inicjalna (z rozci¹gania) tension crack szczelina inicjalna (z rozci¹gania) tension crack szczelina inicjalna (z rozci¹gania) tension crack szczelina inicjalna (z rozci¹gania) tension crack
Ryc. 1. Podstawowe typy przemieszczeñ grawitacyjnych w obrêbie masywów skalnych z udzia³em szczeliny z rozci¹gania: A — prze-mieszczenia p³ytowe, B — przeprze-mieszczenia blokowe; 1 — przechy³, 2 przemieszczenie translacyjne; 3 — przemieszczenie rotacyjne (wg: Hutchinson, 1988; Poisel, 1990; Dikau i in. red., 1996; Cruden & Var-nes, 1996). 4 — ró¿nice w obwiedni powierzchni poœlizgu osuwisk rotacyjnych (a) i z³o¿onych (b) — o powierzchni wyp³aszczonej wsku-tek rozwoju szczeliny z rozci¹gania (Hoek & Bray, 1981)
Fig. 1. The base types of the gravitational displacement in a rock mas-sif, with tension crack: A — slab, B — block; 1 — toppling; 2 — translational; 3 — rotational (after: Hutchinson, 1988; Poisel, 1990; Dikau et al., 1996; Cruden & Varnes, 1996), 4 — the differences betwe-en slip surface of the rotational slide (a) and the compound slide (b) — which slide surface is flatened in effect of the initial tension crack deve-lopment (Hoek & Bray, 1981)
przemieszczeñ, jednoznacznie definiuje zsuwy konsekwent-no-zeœlizgowe (konsekwentno-strukturalne) przemieszczane po powierzchnich uwarstwienia lub u³awicenia, jak te¿ zsuwy konsekwentno-szczelinowe, przemieszczane po p³aszczyznach spêkañ, czy powierzchniach uskoków oraz zsuwy skompli-kowane, przemieszczane po kombinacjach ró¿nych powierzchni strukturalnych (Kleczkowski, 1955; Bober,
1984). Czêsto w przypadku strukturalnych powierzchni poœlizgu stromo nachylonych w kierunku ruchu, prze-mieszczenia te mog³y charakteryzowaæ siê znaczn¹ redukcj¹ etapu inicjalnego (zwi¹zanego z rozwojem szczeliny z rozci¹gania — Margielewski, 2002a). Jednak wiêkszoœæ form osuwiskowych tego typu, by³a zazwyczaj inicjowana wskutek odspajania mas skalnych wzd³u¿ spê-kañ, czy powierzchni uskoków (z
udzia³em szczeliny z
roz-ci¹gania), zaœ masy skalne (ryc. 1.2) by³y transportowane po powierzchniach ³awic (Margie-lewski, 2002a).
Duszatyn. Osuwisko wystêpu
-je ponad zakolem Os³awy, powy¿ej drogi ³¹cz¹cej Pre³uki z Duszaty-nem (w pobli¿u Komañczy) w Bieszczadach Zachodnich (Mar-gielewski, 2002a, b). By³o ono formowane w kilku etapach:
jeden ze starszych etapów
powsta³ w efekcie ulewnych deszczów latem 1997 r. (ryc. 3a), zaœ odm³odzenie strefy osuwiskowej m³odszym osuwiskiem nast¹pi³o wiosn¹ 2000 r. (ryc. 3b–d) (Margielewski, 2002c). Ruch mas skalnych obj¹³ grubo³awicowe piaskowce z Mszanki, zalegaj¹ce na nich ³upki z rogowcami, zaœ w dolnych partiach (ryc. 3) margle podcergowskie (Œl¹czka, 1968). W obrêbie formy zaznacza siê dualizm rozwoju powierzchni oderwania i powierzchni poœlizgu mas skalnych. Oderwanie mas skalnych nast¹pi³o czêœciowo
wzd³u¿ p³aszczyzn spêkañ,
czêœciowo zaœ wzd³u¿ powierzch-ni uskoku, ods³apowierzch-niaj¹cych siê wspó³czeœnie w skarpie g³ównej osuwiska (wys. do 10 m). Wzd³u¿ tych powierzchni by³a rozwijana szczelina inicjalna (ryc. 3.1a). Powierzchnia uskoku ods³ania siê zarówno w obrêbie
grubo³awico-wych piaskowców, tzn.
powierzchnie zlustrowane (ryc. 3.1a), jak te¿ ³upków — brekcje tektoniczne na powierzchni usko-ku (ryc. 3, diagramy: a–b). Strefie
dyslokacyjnej towarzyszy
równie¿ znaczna dezintegracja
tektoniczna piaskowców z
Mszanki, zaznaczaj¹ca siê dys-persj¹ kierunków spêkañ na dia-gramach (ryc. 3 — diagram a). Zdezintegrowane masy skalne by³y, w formie
pakietowo-ru-moszowego koluwium,
prze-mieszczane po powierzchni ³awic ³upków i piaskowców, stromo (25–30o
), zapadaj¹cej w kierunku spadku stoku (ryc. 3, 2). Osuwisko reprezentuje wiêc typ
struktural-900 900 800 Jaworzyna Gawo rzyna Pm Pm Pm A’ A b a 100m N N N 12-20° b a L L L L L’ L D1 D1 D2 D2 T T T T 79 86 5% D2 D1 D2 D2 L’ D1 N D1 D1 D2 5% 10-20° b a 850 900 950 m n.p.m. m a.s.l. 0 100 E W A’ A X Y Gawo rzyna a b 0 20 40km S£OWACJA S LOVAKIA KRAKÓW TARNÓW S kaw a Rab a So ³a W ³ isa Dunaje c Bia³ a
skarpy skaliste (a) i ziemne (b) rocky scarps (a), soil scarps (b) z³aziska, jêzory koluwialne creeping, colluvial tongues materia³ koluwialny colluvial material a
b nabrzmienia koluwialne
colluvial swells m³aki (a), jeziorka (b) swamps (a), lakes (b) zabudowania(a), drogi(b) buildings(a), roads(b) a b a b rowy rozpadlinowe trenches ska³ki(a), blokowiska(b) tors(a), block fields(b) piaskowce(a), ³upki(b) sandstones(a), shales(b) a b a b a b Gaworzyna Mt
Ryc. 2. Forma typu przechy³: podwójny grzbiet na Gaworzynie w Beskidzie S¹deckim (Mar-gielewski, 1994) powsta³y w efekcie przechy³u przemieszczanego pakietu skalnego. Na foto-grafii — widok na podwójny grzbiet Gaworzyny z Zadnich Gór, obok — rzut prostok¹tny hipsometrii wzgórza w projekcji Z. Spêkania na diagramach: konturowym (projekcja równo-powierzchniowa normalnych na doln¹ pó³kulê, izolinie: 2,5 — 5–7,5 — 10–12,5>%) i kierun-kowym wraz z iloœci¹ pomiarów. Po³o¿enie warstw na diagramach punktowych (projekcja na doln¹ pó³kulê). Spêkania: L — pod³u¿ne, T — poprzeczne, D1–D2— skoœne do biegu warstw
(zespo³y spêkañ wg Mastella i in., 1997, bez rotacji warstw do poziomu). Pm — piaskowce magurskie — ogniwo piaskowca z Piwnicznej (geologia wg Golonka & R¹czkowski, 1981) Fig. 2. A topple form of mass movement: double ridge on Gaworzyna Mt (in the Beskid S¹decki Mts) (Margielewski, 1994), created as toppling of the rock block fragment. On the Photo: the view on the Gaworzyna Double Ridge from Zadnie Góry Mt, with orthogonal pro-jection of hipsometry in Z value. Joints: on contour diagram (equal area plot, propro-jection of nor-mal on under hemisphere, contour interval: 2.5 – 5 — 7.5 – 10–12.5>%), and directional diagram, with number of measurements. Joints system: L — longitudinal, T — transversal, D1– D2— diagonal (joint sets according to Mastella et al., 1997, without beds rotation to
hori-zon). Bed locatio is shown on point diagram (projection of normal on under hemisphere). Pm — Magura Sandstone — Piwniczna Member (geology after Golonka & R¹czkowski, 1981)
ny, konsekwentno-zeœlizgowy (vide: Kleczkowski, 1955; Bober, 1984). Elementy tektoniczne pomierzone w przemieszczonych pakietach piaskowców, wskazuj¹ na ich zeœlizg translacyjny (bez rotacji wokó³ osi poziomej), z niewielkim obrotem pakietów wokó³ osi pionowej (lewoskrêt-nym: ok. 10o), czêsto towa-rzysz¹cym translacji (ryc. 3 — diagramy c–d).
Pre³uki. Osuwisko w
Cygañskim potoku (prawy
dop³yw Os³awy) w miejscowoœci
Pre³uki (ko³o Komañczy) w
Bieszczadach zachodnich posiada charakter zsuwu klinowego (vide Hoek, 1973), rozwijanego w obrêbie ³upków pstrych warstw hieroglifowych (Œl¹czka, 1968). Zasadniczo jest ono ograniczone
dwiema skarpami g³ównymi,
tworz¹cymi klin (ryc. 4. 3–4). Jedna z nich (po³udniowa, wys. 6–8 m) tworzy powierzchniê ode-rwania rozwiniêt¹ w trakcie etapu
inicjalnego (szczelina z
rozci¹gania) wzd³u¿ spêkañ (skoœnych D2) w ³upkach ( ryc. 4. 1, 4). Druga skarpa rozwinê³a siê bezpoœrednio na stromo zale-gaj¹cej powierzchni ³awicy ³upków pstrych, tworz¹c jedno-czeœnie g³ówn¹ powierzchniê poœlizgu przemieszczanych mas koluwialnych (ryc. 4. 3). Po tej powierzchni zjecha³ rozleg³y, zwarty pakiet skalny, poroœniêty lasem (ryc. 4. 2). Na diagramach
spêkañ zestawionych dla
powierzchni oderwania i pakietu przemieszczanego tu translacyj-nie, widoczny jest niewielki obrót wzd³u¿ osi pionowej (prawo-skrêtnie) wszystkich kierunków spêkañ w pakiecie o ok. 10o(ryc. 4 — diagramy: 1–2). Bardzo nie-znaczny przechy³, jakim na dia-gramie spêkañ pakietu skalnego charakteryzuj¹ siê zespo³y spêkañ L, T, D1–D2(ryc. 4.2), mo¿e byæ zwi¹zany z niewielkim wzrostem k¹ta zapadania powierzchni ³awicy
pstrych ³upków w ni¿szych
partiach zsuwu (ryc. 4 — diagram 3).
Dolna czêœæ koluwium ma charakter detrytyczny (nabrzmie-nia koluwialne).
Forma bêd¹ca czêœciowo
osuwiskiem konsekwentno-ze-œlizgowym (generalnie subse-kwentnym), reprezentuje zsuw strukturalny sensu Kleczkowski i
A’ A c Duszatyn 500 550 Os ³a wa d a Pre³uki b Pms Pms Lr Lr Lr Lr Pms Mp Mp 10m N N N N N N uskok fault in situ uskok fault koluwia colluvium Lr L r Pms Pms a d c b 5% 5% 5% 5% 5% 5% N N N N N N T D2 D1 L’ L D2 T D1 L’ D2 D2 D1 D2 L D1 D1 D1 D2 D2 L D2 L’ T D1 D1 D 2 L D1 D2 L D2 D1L 30-50 ° 30-45 ° 38-42 ° 18-22 ° 65 57 22 30 45 40 Pms Lr A’ A 500 550 m n.p.m. m a.s.l. 10m N powierzchnia poœlizgu sliding surface powierzchnia oderwania cutting surface c a d S kaw a Rab a So ³a W ³ is a Dunaje c Bia³ a W is³ok a Wi s ³o k S an
KRAKÓW TARNÓW RZES ZÓW
POLAND UKRAINA UKR A IN E 0 20 40km S£OWACJA S LOVAKIA a 1 2 d c
Ryc. 3. Przyk³ad dualizmu rozwoju p³aszczyzny oderwania i poœlizgu mas skalnych w obrêbie osuwiska translacyjnego, konsekwentno zeœlizgowego. Powierzchnia oderwania jest za³o¿ona czêœciowo wzd³u¿ powierzchni uskoku (1) i spêkañ: p³aszczyzna poœlizgu powsta³a na powierzchni ³awic piaskowców (2). Osuwisko ponad zakolem Os³awy w Duszatynie, (Biesz-czady Zachodnie) (Margielewski, 2002b). Spêkania na diagramie konturowymi i kierunko-wym (objaœnienia — ryc. 2). Po³o¿enie powierzchni oderwania (p³aszczyzny z lustrami tektonicznymi — a, lub z brekcj¹ tektoniczn¹ — b) oraz p³aszczyzny poœlizgu (po³o¿enie warstw): na diagramach ko³owych oraz diagramie punktowym (trójk¹ty dla powierzchni oderwania, kwadraty dla powierzchni poœlizgu) projekcja na doln¹ pó³kulê: obok diagramów przedstawiono iloœæ pomiarów. Poni¿ej planu osuwiska — diagramy spêkañ w pakietach przemieszczonych w obrêbie koluwium (c–d — pakiety piaskowca z Mszanki). Pms — gru-bo³awicowe piaskowce z Mszanki; Lr — ³upki z rogowcami; Mp — margle podcergowskie (geologia wg Œl¹czka, 1968). Objaœnienia sygnatur na ryc. 2.
Fig. 3. The dualism od cutting and sliding surfaces development. Translational — consequ-ent–slip landslide in Duszatyn (Western Bieszczady Mts) (Margielewski, 2002b). Cutting sur-face was created partly along the fault (1) and joints, sliding sursur-face was developed along beds plane of the sandstones (2). Joints on contour and directional diagrams (see Fig. 2). Tectonic mirors and surfaces with breccia (cutting surface) locatio and the dipping of the beds surface (sliding surface) are shown on the Great Circle Diagram (projection on under hemisphere, with number of measurements) and in the point diagram (triangle for cutting surface, squares for the sliding surface). Below the sketch of the landslide: joint diagrams of the rock packets in the colluvium (c–d). Pms — thick bedded Mszanka Sandstones; Lr — shales with hornstones; Mp — under Cergowa marls (geology after Œl¹czka, 1968). Explanation of signatures — see Fig. 2
Bober (op.cit.). Powsta³a ona wiosn¹ 2000 r. (pomiêdzy 6–8 kwietnia), spowodowa³a zaciœniêcie doliny Cygañskiego Potoku i utworzenie jeziorka zaporowego (ryc. 4) (Or³owski, 2000; Margielewski, 2002c). Powstanie osuwi-ska by³o zwi¹zane z ulewnymi deszczami: w marcu 2000 r. rejestrowano tu (posterunek Komañcza) opady wynosz¹ce 118,6 mm, zaœ w pierwszym tygodniu kwietnia ca 56,5 mm, z najwiêkszym natê¿eniem w dn. 5 kwietnia (31,1 mm) i 6 kwietnia (16,1 mm), kiedy to utworzy³o siê osuwisko (Or³owski, 2000). Ruchy potomne wyst¹pi³y równie¿ w lip-cu 2001 r. i spowodowa³y zeœlizg zwartych pakietów skal-nych w górskal-nych partiach osuwiska (Margielewski, 2002c).
Osuwiska rotacyjne. W
oœrodku izotropowym, kszta³t powierzchni poœlizgu (zgodnie z kryterium zniszczenia Coulom-ba-Mohra) jest cykloidalny
(Bis-hop, 1955; Dadlez &
Jaroszewski, 1994; Zabuski i in., 1999). Stopieñ krzywizny strefy poœlizgu zwiêksza siê wraz z g³êbokoœci¹ (Scheidegger, 1974; Brunsden, 1985; Hutchinson, 1995). Jednak¿e w oœrodku ani-zotropowym, ka¿da nieci¹g³oœæ strukturalna zorientowana w kie-runku ruchu, wp³ywa na odchyle-nia przebiegu tej strefy od teoretycznego, wklês³ocylin-drycznego kszta³tu (Brunsden, 1985; Guzetti i in., 1996; Zabuski i in., 1999).
Osuwiska rotacyjne s¹ typo-we dla form œciêciowych, rozwi-janych w utworach jednorodnych (Hutchinson, 1995; Dikau i in., 1996; Cruden & Varnes, 1996; Zabuski i in., 1999). St¹d ich wystêpowanie w silnie anizo-tropowych masywach skalnych Karpat, teoretycznie powinno byæ ograniczone jedynie do nastê-puj¹cych przypadków:
1. Wtórne ujednolicenie
anizotropowego oœrodka skalne-go, wskutek jego dezintegracji odprê¿eniowej (np. z powodu nag³ego odprê¿enia spowodowa-nego odprowadzeniem znacz-nych partii masywu wywo³aznacz-nych ruchami masowymi lub robotami
górniczymi), czy wp³ywu
oddzia³ywania stref
dyslokacyj-nych, maj¹cych wp³yw na
znaczn¹ dyspersjê spêkañ.
Masyw silnie spêkany, charakte-ryzuj¹cy siê znacz¹ dyspersj¹ spêkañ, zaczyna siê bowiem zachowywaæ jak oœrodek jed-norodny (Hoek & Bray, 1981; Zabuski i in., 1999).
2. Ujednolicenie oœrodka skalnego, nastêpuje tak¿e w obrê-bie silnie zdezintegrowanego i przemieszanego koluwium roz-leg³ych osuwisk. St¹d osuwiska potomne, rozwijane w obrêbie tych koluwiów, bêd¹ formami rotacyjnymi (Zabuski i in., 1999; Margielewski, 2001a; 2002a).
Mo¿e siê zatem wydawaæ, ¿e w pozosta³ych przypad-kach, czysto rotacyjny charakter przemieszczeñ nie
powi-nien wystêpowaæ w anizotropowych tektonicznie
masywach skalnych Karpat. Tendencji do rotacyjnego cha-rakteru zniszczenia, bêdzie tu bowiem przeciwdzia³aæ zarówno g³êboki zasiêg w g³¹b masywu szczeliny inicjal-nej (z rozci¹gania), powoduj¹cy wyp³aszczenie (teoretycz-nie) cylindrycznej powierzchni poœlizgu, jak te¿ silny wp³yw powierzchni strukturalnych w masywie, powo-C ygañs ki Potok 1 2 4 3 A’ A 500 550 575 Lp Lp 100m 57 65 22-32 ° N N N 5% 5% powierzchnia poœlizgu sliding surface 1 2 3 N N 20-28 ° L’ L’ L’ L T D1 D1 T T L D2 D2 L D2 L L L T D2 D2 D1 D1 L’ T 15 100 m 520 530 0 m n.p.m. m a.s.l. SW A NE A’ 4 3 S kaw a Rab a Dunaje c Bia³ a W is³o ka Wis ³o k S an
KRAKÓW TARNÓW RZES ZÓW
POLAND UKRAINA UKR A IN E 0 20 40km S£OWACJA S LOVAKIA 4 2 3 1 2 3 D1
Ryc. 4. Przemieszczenia translacyjne nachylonych powierzchniach ³awic. Osuwisko konse-kwentno-zeœlizgowe w Cygañskim Potoku w Pre³ukach (Bieszczady Zachodnie), powsta³e wiosn¹ 2000 r. Spêkania na diagramach: konturowym i kierunkowym (powierzchnia oderwa-nia na diagramie 1), po³o¿enie powierzchni poœlizgu na diagramie ko³owym (diagram—3). Lp — ³upki pstre warstw hieroglifowych (geologia wg Œl¹czka, 1968). Objaœnienia sygnatur na ryc. 2, 3
Fig. 4. Translational movement along surfaces of the beds. Consequent-sliding landslide in Cygañski Stream (Gipsy Stream) in Pre³uki (Western Bieszczady), created on winter 2000 year. Joints: on the contour and directional diagrams (cutting surface on diagram —1), sliding surface locatio is shown on Great Circle Diagram (diagram — 3). Lp — variegated shales of the Hieroglyphic Beds (geology after Œl¹czka, 1968). Explanation of signatures — see Figs 2, 3
duj¹cych znaczne odstêpstwa od modelowej, wklês³o-cy-lindrycznej obwiedni powierzchni poœlizgu. Ponadto powszechnie wystêpuj¹cy wzrost wytrzyma³oœci ska³ z g³êbokoœci¹, wp³ywa na „zniekszta³cenia” rotacyjnego charakteru ruchu (Zabuski i in., 1999). Z drugiej jednak strony wraz ze wzrostem g³êbokoœci w masywie maleje równie¿ udzia³ spêkañ efektywnych (Niedzielski, 1974; Kleczkowski, 1979; Oszczypko i in., 1981). Mo¿e to powodowaæ quasi-ujednolicenie masywu, w którym wraz z g³êbokoœci¹ zmniejsza siê podzielnoœæ ciosowa spêkañ (Scheidegger, 2001; Margielewski & Urban, 2003b).
Jak wykaza³y badania terenowe, w Karpatach wystê-puj¹ osuwiska, w których rotacyjny charakter przemiesz-czeñ (ryc. 1.3) jest dominuj¹cy (Margielewski, 2002a). Jest charakterystyczne, ¿e powstaj¹ one g³ównie w masy-wach skalnych o typowym dla Karpat nastêpstwie litolo-gicznym, gdzie sztywne, silnie poszczelinione piaskowce tworz¹ce wierzchowinowe partie wzgórz, s¹ podœcielone utworami podatnymi i odkszta³calnymi: ³upkami pstrymi lub drobnorytmicznym fliszem.
Rotacyjny charakter przemiesz-czeñ mas skalnych, jest efektem specyficznego wp³ywu anizotro-pii tektonicznej masywów na cha-rakter strefy poœlizgu. Jedynie wp³yw powierzchni nieci¹g³oœci w sztywnych, grubo³awicowych piaskowcach na przebieg strefy poœlizgu, wydaje siê bezdyskusyj-ny. W przypadku pstrych ³upków, czy drobnorytmicznego fliszu, znaczna gêstoœæ (jakkolwiek regu-larnych) spêkañ (odwzorowanych indywidualnie w obrêbie ka¿dej
³awicy), jak te¿ znaczna
odkszta³calnoœæ utworów powo-duj¹, ¿e ich anizotropia spêkanio-wa, pomimo i¿ znaczna, mo¿e nie odgrywaæ ¿adnej roli w kreowaniu strefy poœlizgu (Margielewski, 2001a, 2002a). Ze wzglêdu na znaczn¹ gêstoœæ spêkañ, oœrodek
ten mo¿e bowiem objawiaæ
w³aœciwoœci zbli¿one do
quasi-jednorodnych oœrodków z siln¹ dyspersj¹ spêkañ, zaœ odkszta³calnoœæ utworów, sprzyja powstawaniu tu powierzchni œciêæ (Zabuski i in., 1999; Margielew-ski, 2001a, 2002a).
Kostrza. Forma osuwiskowa z dominacj¹ rotacyjnego charak-teru przemieszczeñ mas skalnych, powsta³a na E stoku wzgórza Kostrza w Beskidzie Wyspowym.
Osuwisko posiada strom¹ i
wysok¹ (50 m) skarpê g³ówn¹ z pakietami skalnymi u podnó¿a i
urozmaiconym detrytycznym
koluwium wype³niaj¹cym rynnê osuwiskow¹ (ryc. 5). Wystêpuje ono w strefie nasuniêcia
p³asz-czowiny magurskiej na œl¹sk¹. Górne partie osuwiska (skarpa g³ówna, górny wa³ koluwialny — ryc. 5: 1–2) powsta³y w grubo³awicowych piaskowcach magurskich p³aszczowiny magurskiej, zaœ jego dolne partie (rynna i nabrzmienia koluwialne) zosta³y utworzone w obrêbie ³upków pstrych i piaskowców grodziskich p³aszczowiny œl¹skiej (Burtan & Skoczylas-Ciszewska, 1964). Zasadniczo przemieszczenie nastêpowa³o tu subsekwentnie (lokalnie obsekwentnie) w stosunku do po³o¿enia warstw (ryc. 5 — diagram 1), Po³o¿enie warstw i powierzchni spêkañ pomierzone w obrêbie pakietowego koluwium, wskazuje na wsteczne obalenie poszczególnych jego partii (ryc. 5.2 b–d). Na diagramach spêkañ widoczna jest wsteczna rotacja (o ok. 20–30o) zespo³ów spêkañ skoœnych (D1i D2), oraz lokalnie spêkañ poprzecznych T i pod³u¿nych L wystê-puj¹cych w obrêbie tych pakietów (ryc. 5.2 b–d). Lokalnie towarzyszy jej równie¿ obrót pakietów (zazwyczaj prawo-skrêtnie) wokó³ osi pionowej. Przemieszczeniom rotacyj-nym sprzyja³y tutaj podatne ³upki pstre wystêpuj¹ce w
Limanowa A’ A 600 550 650 600 1 2 a d c b 50m Lp Pg Pg Lp Lp Lp Pm Pm Pm N N N N N 2 32-36 ° d c b a 65 50 57 67 5% 5% 5% 5% N N N N L 1 N 70 5% 40-42° D1 T L D1 T D2 52° T L D1 D2 D2 D2 T L L D1 D1 L T D1 D2 L D2 D2 D2 D2 L L T T D1 D1 L L D1 D1T L T T D2 D2 D1 D1 T T L T L L D2 D2 D2 38-42 ° 54-64 ° 52° Pg Pm 650 550 50m 600 1 2 SW NE m n.p.m. m a.s.l. A A’ Lp S kaw a Rab a So ³a W ³ is a Dunaje c Bia³ a W is³ oka KRAKÓW TARNÓW POLAND 0 20 40km S£OWACJA S LOVAKIA E W
Ryc. 5. Osuwisko rotacyjne na E stoku Kostrzy w Beskidzie Wyspowym. Spêkania na diagra-mach konturowym i kierunkowym. Pm — piaskowce magurskie (p³aszczowina magurska); Lp — ³upki pstre; Pg — piaskowce grodziskie (p³aszczowina œl¹ska): geologia wg: Burtan & Skoczylas-Ciszewska, 1964. Objaœnienia sygnatur na ryc. 2
Fig. 5. Rotational landslide on E slope of the Kostrza Mount (Beskid Wyspowy Mts). (joints: on contours and directional diagrams). Pm — Magura Sandstones (of the Magura Nappe); Lp — variegated shales; Pg — Grodziskie Sandstones (both: Silesian Nappe). Geology after Bur-tan & Skoczylas-Ciszewska, 1964. Explanation of signatures see Fig. 2
pod³o¿u grubo³awicowych piaskowców magurskich (vide ryc. 5 — przekrój).
Muronka. Osuwisko z dominacj¹ rotacyjnego charak-teru przemieszczeñ powsta³o na E stoku wzgórza Muronka (1017 m n.p.m) w Beskidzie Œl¹skim. Jego g³ówna czêœæ 950 1000 900 850 800 900 Zm Wg Wg Wg Zm Wg Zm 100m A A’ N N N N N N N N N N N N 12-22 ° 10-30° 18-25° 22-32° 26-32 ° 16-28 ° 24-48 ° 18-24 ° 10-12° 18-20 ° D2 D2 D1 D1 D1 D2 L’ L’ L T L L T T f2 f1 f3 f3 f3 f1 f1 f2 f2 f2 D2 D2 D2 D1 D1 D1 D1 D2 D2 D2 D2 T T T T T T T L’ L L T L L L T D2 D2 T T D1 D1 D1 D1 D1 D1 T T T L L L L L D2 D2 D2 D2 D2 D1 T f2 T T T T T T L L L L L’ D1 D1 D1 D1 D1 D2 D 2 D2 D2 D2 L D2 D1 D2 D2 D2 D2 D2 D2 D1 D1 D1 D1 D1 D1 T T T L L L L LL’ L’ L T uskok fault 85 72 71 87 8 73 72 68 87 121 32 101 5% 5% 5% 5% 5% 5% 5% 5% 5% 5% 5% N N N N N N N N N N N 10 9 8 1 1 5 7 7 2 3 6 4 1 10 9 3 4 5 6 7 8 2 uskok fault S kaw a Rab a So ³a W ³ is a Dunaje c Bia³ a KRAKÓW TARNÓW POLAND 0 20 40km S£OWACJA S LOVAKIA m n.p.m. m a.s.l. 1000 900 800 100m Wg Wg Zm Wg 1 2 3 6 7 5 9 10 jaskinia cave A A’ 9 10
Ryc. 6. Osuwisko z dominuj¹cym typem przemieszczeñ rotacyjnych. E stoki Muronki w Beskidzie Œl¹skim. Na fotografii widoczna strefa fa³dowañ ³upków w obrêbie wtórnej powierzchni poœlizgu osuwiska (typowe dla sp³ywu skalnego) sp¹gowe partie (16 m poni¿ej powierzchni terenu) jaskini Ch³odnej typu talus, w pakietowym koluwium osuwiska (vide Margielewski, 2001a, 2002a). Spêkania na diagramach: konturowym i kierunkowym, po³o¿enie luster tektonicznych (zespo³y: f1–f3) na diagramie ko³owym. Wg — warstwy godulskie górne; Zm — zlepieniec malinowski (geologia wg Burtan i in., 1956). Objaœnienia sygnatur na ryc. 2
Fig. 6. Landslide with the dominant of rotational type of displacement. E slopes of the Muronka Mount (Sile-sian Beskid Mts). On the Photo is visible the folding zone of shales developed as sagging form in secondary landslide slip: bottom parts (16 m below surface) of the Ch³odna cave (talus type) within landslide colluvium (see Margielewski, 2001a; 2002a). Joints: on contour and directional diagrams (see Fig. 2), tectonic mirors locatio (f1–f3) is shown on the Great Circles Diagram (see Fig. 3). Wg — Upper Godula Beds; Zm — Mali-nowski Conglomerate (geology after Burtan et al., 1956). Explanation of signatures — see Fig. 2
zosta³a utworzona w obrêbie piaskowców i ³upków warstw godulskich górnych z wk³adk¹ grubo³awicowego zlepieñca malinowskiego (Burtan i in., 1956). Forma osu-wiskowa ma charakter sukcesyjny, zaœ masy skalne by³y przemieszczene subsekwentnie (lokalnie konsekwentnie) w stosunku do zalegania warstw (ryc. 6, diagramy 1–3). W starszym etapie powsta³o osuwisko kszta³tuj¹ce podszczy-towe partie Muronki (w obrêbie grubo³awicowego zlepieñca malinowskiego). Ma ono skalist¹, linijn¹ skarpê g³ówn¹ (wys. ok. 12 m) porozcinan¹ poprzecznie dyslokacjami
(ryc. 6 — diagram 1, po³o¿enie p³aszczyzn z lustrami tektonicz-nymi3
: f1–f3). W dolnych
par-tiach (w obrêbie warstw
godulskich górnych) powsta³o m³odsze osuwisko posiadaj¹ce amfiteatralny zarys skarpy g³ównej (wys. 8 m), o czêœciowo falistym przebiegu dowi¹zuj¹cym do kierunków ciosu odprê¿enio-wego (ryc. 6 — diagram 2)
(Mar-gielewski, 2001a, 2002a).
Rozleg³e pakiety skalne wystê-puj¹ce u jej podnó¿a, charaktery-zuj¹ siê wsteczym obaleniem ca 10–15o
(zespo³u spêkañ
poprzecznych T, skoœnych D1,D2, lokalnie pod³u¿nych L), widocz-nym na diagramach spêkañ i po³o¿enia warstw (ryc. 6 — dia-gramy: 4, 6–8). Lustra tektonicz-ne stwierdzono dotychczas w dolnym osuwisku zaledwie w obrêbie jednego pakietu skalnego (ryc. 6. 7), zaœ ich po³o¿enie w
stosunku do analogicznych
powierzchni w starszym osuwi-sku (ryc. 6. 1, zespó³ luster f2), potwierdza wsteczne obalenie (rotacjê) przemieszczanego bloku skalnego. Lokalnie wystêpuj¹ce przemieszczenia typu przechy³ maj¹ p³ytki charakter i s¹ ograni-czone do pojedynczych form ska³kowych (ryc. 6 — diagram 5). Dolne partie koluwium charakte-ryzuj¹ siê niewielkim wstecznym obaleniem pakietów skalnych (rotacja) siêgaj¹cym g³êbszych partii osuwiska. Charakter prze-mieszczenia (rotacyjny) mo¿na tu obserwowaæ, zestawiaj¹c spêka-nia pomierzone w obrêbie
dosto-kowych (diagram — 9) i
odstokowych (diagram — 10) partii œcian jaskini Ch³odnej (typu
talus), powsta³ej w obrêbie rowu
rozpadlinowego dziel¹cego
pakietowe koluwium (vide Puli-na red., 1997). Pakiet skalny wystêpuj¹cy w odstokowej czêœci jaskini (tworz¹cy ni¿sze partie koluwium), jest wyraŸnie wstecznie obalony w stosunku do jej dostokowych partii (ryc. 6 — diagramy — 9–10). W sp¹gu tej jaskini (16 m poni¿ej powierzchni terenu) widoczna jest wtórna strefa poœlizgu osuwiska (Margie-1000 900 800 900 1 2 3 4 5 6 7 Pm Pm A A’ 100m L L L D1 D1 D1 D2 D2 D2 D2 L D1 T T D1 D1 D2 D2 L T D2 D2 D2 D1 D1 D1 D1 T T T D2 D2 D2 L L L L L L D2 D2 D2 T T T D1 D1 D2 D2 D2 D2 D2 D2 L N N N N N N N 10-28 ° 12-26 ° 18-22 ° 16-24 ° 10-18 ° 18-20° 18-22 ° 5% 5% 5% 5% 5% 5% 5% 5 4 1 2 3 7 6 62 61 76 117 90 72 100 N N N N N N N 1000 900 800 100 m N S A A’ m n.p.m. m a.s.l. jaskinia cave 1 2 3 6 7 S kaw a Rab a So ³a W ³ is a Dunaje c Bia³ a W is³oka Wis ³o k S an
KRAKÓW TARNÓW RZES ZÓW
POLAND UKRAINA UKR A IN E 0 20 40km S£OWACJA S LOVAKIA 7 6 1
Ryc. 7. Osuwisko z³o¿one (mieszne) compound typu listric w Rezerwacie Luboñ Wielki w Beskidzie Wyspowym (Starkel, 1960; Alexandrowicz & Alexandrowicz, 1988), z pilastym odwzorowaniem œcian skarpy g³ównej (1). W obrêbie jaskini szczelinowej (fot. poni¿ej: 6–7) rozwiniêtej w pakiecie g³ównym, powierzchnia ³awicy piaskowca skorupowego jest widoczna w œcianie „dostokowej” (6) ca 0.5 m ni¿ej ani¿eli w odstokowej (7). Spêkania na diagramach: konturowym i kierunkowym. Pm — grubo³awicowy piaskowiec magurski (geologia wg Paul & Ry³ko, 1986). Objaœnienia sygnatur — vide ryc.2
Fig. 7. Compound landslide, listric type in the Luboñ Wielki Nature Reserve, Beskid Wyspo-wy Mts (Starkel, 1960; Alexandrowicz & Alexandrowicz, 1988), with the saw shape of the head scarp (photo — 1). In the fissure cave talus type developed in main colluvial packet (a Photo below), the crustal sandstone level is visible on upper side wall (6) ca 0.5 m below, than in the under side cave’s wall (7). Joints: on contour and directional diagrams (see Fig. 2). Pm — thick bed-ded Magura Sandstone (geology after Paul & Ry³ko, 1986). Explanation of signatures — see Fig. 2.
3
Diagram po³o¿enia luster jest zbiorczy dla ca³ej skarpy: nazwy poszczególnych p³aszczyzn zlustrowanych f1–f3 s¹ umowne. Jedynie przebieg p³aszczyzny f1 wydaje siê nawi¹zywaæ do jednego z kierunków zespo³u uskoków skoœnych DR, typowego dla zachodniej czêœci Karpat
lewski, 2001a, 2002a). £upki fa³dowane tam na kontakcie z blokami piaskowców przemieszczanych grawitacyjnie, tworz¹ strukturê charakterystyczn¹ dla sp³ywu skalnego, rozwijanego tu w utworach podatnych (vide fot. na ryc. 6) (Zischinsky, 1969; Crosta, 1996; Dikau i in., 1996). Tego typu „plastyczne” struktury sprzyjaj¹ przemieszczeniom rotacyjnym (Margielewski, 2001a). W przypadku osuwi-ska Muronka, wystêpowanie fa³dowañ grawitacyjnych typu sagging, zdeterminowa³o rotacyjny charakter prze-mieszczeñ w obrêbie formy (ryc. 6).
Osuwisko Muronka jest przyk³adem kombinacji kilku typów przemieszczeñ: rotacyjnego (dominuj¹cego), z ele-mentami przechy³u oraz sp³ywu skalnego. Reprezentuje wiêc formê typu complex z udzia³em kilku typów ruchów, wœród których dominuj¹ce by³y przemieszczenia rotacyjne (Dikau i in., 1996).
Te dwa przedstwione powy¿ej osuwiska z domi-nuj¹cym udzia³em przemieszczeñ rotacyjnych, nie s¹ odosobnione w Karpatach fliszowych. Pomimo, i¿ brak pakietowego koluwium w wiêkszoœci form najczêœciej nie pozwala na okreœlenie charakteru przemieszczeñ grawita-cyjnych w ich obrêbie, cykloidalne, czy w kszta³cie kot³a (zbie¿ne u podstawy) obwiednie nisz osuwiskowych typo-we dla form rotacyjnych, wystêpuj¹ w Karpatach doœæ czê-sto. Formy z takim zarysem nisz (tu: skarp g³ównych) wystêpuj¹ w zespole osuwisk Barnowca w Beskidzie S¹deckim (Margielewski, 1998), na pó³nocnym stoku Pêkalówki w Beskidzie Makowskim (Margielewski, 2001b) na zachodnim stoku Æwilina w Beskidzie Wyspo-wym (Starkel, 1960; Margielewski & Kovalyukh, 2003), by³y opisywane równie¿ z Beskidu Œl¹skiego (Skrzyczne) (Bajgier, 1989) i ¯ywieckiego (Wójcik, 1997).
Osuwiska z³o¿one. Obok scharakteryzowanych powy-¿ej osuwisk przemieszczanych po p³askich (translacyjne) lub cykloidalnych (rotacyjne) powierzchniach poœlizgu, wystêpuj¹ równie¿ osuwiska z³o¿one (compound) , poœrednie pomiêdzy typem rotacyjnym i translacyjnym (wed³ug Crudena & Varnesa,1996: — vide równie¿ Dikau i in., red. 1996). Reprezentuj¹ one formy okreœlane ogólnie jako niecylindryczne (ryc. 1.4b) (Mencl, 1966; Hutchin-son, 1988, 1995; Dikau i in., red., 1996; Cruden & Varnes, 1996; Zabuski i in., 1999). Ich powierzchnia poœlizgu bêdzie kombinowana i z³o¿ona (w ró¿nym stopniu) z odcinków strukturalnych odwzorowuj¹cych kierunki ani-zotropii tektonicznej (modyfikowanych jednak zjawiskiem dylatancji) i œciêciowych, zwi¹zanych z kruchym pêka-niem masywu (Terzaghi, 1950; Thiel, 1980; Brunsden, 1985; Margielewski, 2001a).
Ze wzglêdu na powszechn¹ inicjacjê ruchów maso-wych w Karpatach, rozwijanych wskutek propagacji szczeliny z rozci¹gania, jak te¿ siln¹ anizotropiê tekto-niczn¹ masywów skalnych (Margielewski, 2001a, 2002a; Margielewski & Urban, 2000; 2003a), wiêkszoœæ g³êbszych osuwisk (z wyj¹tkiem form rotacyjnych rozwi-janych w utworach podatnych) powinno tu posiadaæ niecy-lindryczn¹ obwiedniê powierzchni poœlizgu (ryc. 1.4b). Przebieg powierzchni poœlizgu bêdzie powodowa³, ¿e w obrêbie tych osuwisk zmniejszony bêdzie udzia³ prze-mieszczeñ ze wstecznym obaleniem mas skalnych na korzyœæ przemieszczeñ translacyjnych czy typu przechy³, lub sp³yw skalny (Mencl, 1966; Hutchinson, 1988; Dikau i in. red., 1996).
Specyficznym przejawem mieszanych przemieszczeñ grawitacyjnych typu z³o¿onego, s¹ formy listric, z udzia³em antytetycznego charakteru przemieszczeñ, roz-wijanych wzd³u¿ kilku powierzchni poœlizgu (Hutchinson, 1988). Jakkolwiek ogólna obwiednia ich powierzchni poœlizgu nie jest cylindryczna, antytetyczny charakter zsu-wów zwi¹zany jest z udzia³em wtórnych przemieszczeñ o charakterze rotacyjnym, wystêpuj¹cych w obrêbie silnie zdezintegrowanych tektonicznie pakietów skalnych kolu-wiów (Hutchinson, 1988; Dikau i in., 1996; Cruden & Var-nes, 1996).
Luboñ Wielki. Osuwisko z najbardziej znanym w Karpa
-tach pseudogo³oborzem, powsta³o na po³udniowym sk³onie wzgórza Luboñ Wielki w Beskidzie Wyspowym (Starkel, 1960; Alexandrowicz & Alexandrowicz, 1988). Forma zosta³a utworzona w obrêbie grubo³awicowych piaskowców magur-skich (Paul & Ry³ko, 1986) i w stosunku do zalegania warstw ma najogólniej charakter subsekwentny — lokalnie quasi-kon-sekwentny (vide ryc. 7 — diagram 1). Wykszta³ci³a ona wysok¹ (20 m), skalist¹ skarpê g³ówn¹ z rowem rozpadlino-wym u podnó¿a, oddzielaj¹cym od niej rozleg³y pakiet skalny, na sk³onie którego wystêpuje blokowisko skalne — pseudo-go³oborze (ryc. 7; Alexandrowicz & Alexandrowicz, 1988).
Analiza po³o¿enia p³aszczyzn spêkañ, pomierzonych w skarpie g³ównej o pilastym przebiegu (ryc. 7. 1), w obrêbie pakietu u jej podnó¿a (ryc. 7. 2) oraz poszczególnych czêœci pakietu g³ównego (ryc. 7. 3–7) wskazuje na z³o¿ony typ przemieszczeñ grawitacyjnych. Rotacyjnym charakterem przemieszczeñ charakteryzuje siê niew¹tpliwie pakiet skalny u podnó¿a skarpy g³ównej obramuj¹cy rów rozpa-dlinowy od pó³nocy (ryc. 7. 2), oprócz niewielkiego wstecznego obalenia, nast¹pi³ tu równie¿ jego znaczny obrót wokó³ osi pionowej, lewoskrêtnie ok. 90o(vide ryc. 7 — diagram 2 ).
Wstêpna analiza diagramów spêkañ g³ównego pakietu mo¿e sugerowaæ, i¿ zosta³ on przetransportowany en bloc w formie przechy³u (vide ryc. 7 — diagram 3), przy udzia-le przemieszczeñ translacyjnych (ryc. 7 — diagramy 1, 5). Szczegó³owa analiza kierunków spêkañ w pakiecie g³ównym wskazuje na dominacjê rotacyjnego (aczkolwiek nieznacznego) typu przemieszczeñ mas skalnych w jego obrêbie, prowadz¹cych do powstania form antytetycznych. W obrêbie pakietu wystêpuje jaskinia szczelinowa („Jaski-nia w Luboniu Wielkim” — Pulina red., 1997). Pomiary kierunków spêkañ i po³o¿enia warstw wykonane w jej œcia-nach: dostokowej (ryc. 7 — diagram 6) i odstokowej (ryc. 7 — diagram 7), wskazuj¹ na rotacyjne przemieszczenie wewnêtrznej partii pakietu, z niewielkim, wstecznym oba-leniem p³aszczyzn spêkañ (D2) w kierunku przeciwnym do g³ównego przemieszczenia o ok. 10–20o
. Potwierdza to równie¿ ró¿nica po³o¿enia poziomu piaskowca skorupowe-go wystêpuj¹ceskorupowe-go ok. 0,5 m ni¿ej w obrêbie dostokowej œciany jaskini (vide fot. jaskini na ryc. 7. 6–7). Analogicz-ny uk³ad spêkañ wystêpuje w obrêbie pó³nocnego obramo-wania pakietu, przy czym w jego zachodnich partiach widoczne jest wsteczne obalenie (w kierunku przeciwnym do ruchu osuwiska) p³aszczyzn spêkañ skoœnych D1(ryc. 7 — diagram 3), zaœ we wschodnich analogiczna rotacja p³aszczyzn spêkañ skoœnych D2(ryc. 7 — diagram 4), przy jednoczesnej nieznacznej rotacji p³aszczyzn spêkañ wokó³ osi pionowej (we wschodniej czêœci pakietu w znajduj¹cej siê tu kolejnej jaskini Borkowskiego — vide Pulina red.,
1997 — ryc. 7.4, poziom piaskowca skorupowego wystê-puje ok. 20 cm ni¿ej na œcianie dostokowej, co dodatkowo potwierdza wystêpuj¹cy w pakiecie skalnym rotacyjny typ przemieszczeñ o charakterze antytetycznym). Porównanie diagramów spêkañ skarpy g³ównej (ryc. 7 — diagram 1) i odstokowej czêœci „Jaskini w Luboniu Wielkim” (diagram 7) wskazuje na nieznaczny rotacyjny charakter przemiesz-czeñ w brze¿nych, po³udniowych partiach zdezintegrowa-nego pakietu, zachodz¹cy wtórnie równie¿ w kierunku ruchu osuwiska.
Wnioski
Charakter przemieszczeñ mas skalnych w Karpatach jest zró¿nicowany i warunkowany sposobem inicjacji, budow¹ geologiczn¹ oraz g³êbokoœci¹ zasiêgu ruchów masowych w obrêbie masywu skalnego. Jest on wypadkow¹ d¹¿noœci mas skalnych do przemieszczeñ grawitacyjnych wzd³u¿ hipotetycznie cykloidalnej powierzchni (typowej dla mate-ria³u jednorodnego), której przeciwdzia³aj¹: g³êbokoœæ zasiê-gu szczeliny inicjalnej (z rozci¹gania) w g³¹b masywu, jak te¿ wp³yw anizotropii tektonicznej i litologicznej ska³, które mog¹ powodowaæ odstêpstwa od modelowej, cykloidalnej obwiedni strefy poœlizgu.
W p³ytkich (i œredniog³êbokich) osuwiskach, anizo-tropia tektoniczna masywów skalnych mo¿e w znaczny sposób determinowaæ charakter zsuwu, powoduj¹c dominacjê przemieszczeñ translacyjnych nad rotacyjnymi. Czysto translacyjne zsuwy s¹ przemieszczane po
powierzchniach poœlizgu zdominowanych przez
powierzchnie strukturalne zapadaj¹ce w kierunku ruchu (powierzchnia uwarstwienia, u³awicenia, spêkañ, uskoku, jak te¿ ich kombinacje). Jedynie dla tego typu przemieszczeñ, adekwatna jest terminologia powszechnie stosowana dotychczas przy charakterystykach „zsuwów strukturalnych” sensu Kleczkowski i Bober (op. cit.), o typie konsekwentno-zeœlizgowym, czy te¿ konsekwentno-szczeli-nowym.
W osuwiskach g³êbokich, charakter ruchu bêdzie zale¿ny od w³aœciwoœci oœrodka skalnego. W sztywnych ska³ach anizotropowych (grubo³awicowe piaskowce i zle-pieñce), przemieszczenia bêd¹ posiada³y charakter z³o¿onych (mieszanych) zsuwów niecylindrycznych, o charakterze strukturalno-œciêciowym, rozwijanych z udzia³em kombinacji przemieszczeñ translacyjnych i rota-cyjnych (niekiedy z udzia³em przemieszczeñ typu: prze-chy³, sp³yw skalny). Z kolei w oœrodku podatnym (³upki, drobnorytmiczny flisz), jak te¿ silnie zdezintegrowanym tektonicznie (strefy przydyslokacyjne, zdezintegrowane koluwium), ruchy masowe mog¹ byæ zdominowane przez przemieszczenia rotacyjne o charakterze œciêciowym, roz-wijane przy wspó³udziale sp³ywu skalnego i w mniejszym stopniu, innych typów przemieszczeñ. W efekcie wœród osuwisk karpackich czêste bêd¹ przemieszczenia kombino-wane, grupuj¹ce kilka typów ruchów masowych.
Pomimo specyfiki silnie anizotropowych oœrodków skalnych (która teoretycznie powinna sprzyjaæ dominacji przemieszczeñ translacyjnych), w masywach Karpat fli-szowych mog¹ rozwijaæ siê wszystkie typy ruchów
maso-wych: translacyjne, rotacyjne, z³o¿one, jak równie¿ roz-szerzanie boczne, przechy³, sp³yw skalny oraz kombinacje tych typów przemieszczeñ — vide International Geotech-nical Societes’ UNESCO Working Party on World Landsli-de Inventory (Dikau i in., 1996). W tym aspekcie nale¿y zwróciæ uwagê na nadu¿ywanie dotychczas przez badaczy osuwisk karpackich, terminologii zarezerwowanej wy³¹cznie dla zsuwów strukturalnych, a wiêc, jak to zosta³o wykazane, reprezentuj¹cych osuwiska translacyj-ne, stanowi¹ce jedynie jeden z wielu typów przemieszczeñ grawitacyjnych.
Autor sk³ada podziêkowania dr J. Urbanowi z IOP PAN oraz mgr J. Pukowskiemu z Zarz¹du Zachodniobeskidzkich Parków Krajobrazowych, za pomoc w trakcie badañ terenowych.
Literatura
ALEXANDROWICZ S. W. 1978 — The northern slope of Babia Góra Mt as a huge rock slump. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 12: 134—147. ALEXANDROWICZ Z. & ALEXANDROWICZ S. W. 1988 — Rid-ge Top trenches and Riffts in the Polish Outer Carpathians. Ann. Soc. Geol. Pol., 58: 207–228.
BAJGIER M. 1989 — Wp³yw morfostrktury na rozwój g³êbokich osu-wisk na stokach Skrzycznego w Beskidzie Œl¹skim. Folia Geogr. Ser. Geogr. Phys., 21: 61–77.
BAJGIER M. 1993 — Rola struktury geologicznej w ewolucji rzeŸby wschodniego sk³onu Beskidu Œl¹skiego i zachodniej czêœci Kotliny ¯ywieckiej. Kwart. AGH, Geologia, 19: 1–69.
BAJGIER M. 1994 — Rozwój osuwisk w czo³owej strefie p³aszczowi-ny magurskiej w dorzeczu górnej So³y. Prz. Geogr., 66: 375–388. BISHOP A. W. 1955 — The use of the slip circle in the Stability Ana-lysis of Earth slopes. Geotechnique, 5: 7–17.
BOBER L. 1975 — Metody okreœlania budowy geologicznej zboczu osuwiskowych w Lipowicy, Kotelnicy i Dobczycach. Materia³y badaw-cze IMGW, Seria Specjalna, 4: 113–135.
BOBER L. 1984 — Rejony osuwiskowe w polskich Karpatach fliszo-wych i ich zwi¹zek z budow¹ geologiczn¹ regionu. Biul. Inst. Geol., 340: 115–158.
BOBER L. 1986 — Bustryk — osuwisko „Bustryk” na Podhalu Zachod-nim. Przewodnik 57 Zjazdu Pol. Tow. Geol. — Pieniny, Wycieczka C: 252–256.
BOBER L. & WÓJCIK A. 1977 — Structural landslides in the region of the Prusów Ridge (Beskid ¯ywiecki Mts). Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 11: 155–166.
BOBER L., THIEL K. & ZABUSKI L. 1997 — Zjawiska osuwiskowe w Polskich Karpatach fliszowych. Geologiczno-in¿ynierskie w³aœciwo-œci wybranych osuwisk. IBW PAN: 1–102.
BRÜCKL E. & SCHEIDEGGER A. 1972 — The Rheology of Spatially Con-tinuous Mass Creep in Rock. Rock Mechanics, 4: 237–250. Springer, Wien. BRUNSDEN D. 1985 — Ruchy masowe. [W:] C. Embleton and J. Thornes (red.) Geomorfologia dynamiczna, PWN.
BRUNSDEN D. 1993 — Mass movements; the research frontier and beyond: a geomorphological approach. Geomorphology, 7: 85–128. BURTAN J. & SKOCZYLAS-CISZEWSKA K. 1964 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Limanowa, wydanie tym-czasowe. Wyd. Geol. Warszawa. 1966.
BURTAN J., SOKO£OWSKI S., SIKORA W. & ¯YTKO K. 1956 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski 1: 50 000, Arkusz Milówka. Wyd. Geol. Warszawa, 1959.
CROSTA G. 1996 — Landslide, spreading, deep seated gravitational deformation: analysis, examples, problems and proposal. Geogr. Fis. Dinam. Quat., 19: 297–313.
CRUDEN D. M. 1991 — A simple definition of a landslide. Bull. Intern.l Ass. Engineer. Geology, 43: 27–29.
CRUDEN D. M. & VARNES D. J. 1996 — Landslide types and pro-cesses. [In:] A. K. Turner & R. L. Schuster (eds) — Landslides: Inve-stigation and Mitigation. Transport. Res. Board, National Academy of Sciences, Washington D.C., Special Report, 247: 36–75.
DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 — Tektonika. Wyd. PWN, Warszawa.
DIKAU R., BRUNSDEN D., SCHROTT L. & IBSEN M. L. (eds) 1996 — Landslide recognition. Identification, Movement and Causes. J. Willey & Sons: 1–251.
DRAMIS F. & SORRISO-VALVO M. 1994 — Deep-seated gravitatio-nal slope deformations, related landslides and tectonics. Engineering Geology, 38: 231–243.
ERISMANN T. H. & ABELE G. 2001 — Dynamics of Rockslides and Rockfalls, pp. 316. Springer, Berlin, Stuttgart.
FLIS J. 1958 — Formy terenu wywo³ane grawitacyjnymi ruchami mas skalnych w S¹decczyŸnie. Rocz. Nauk. — Dydakt. WSP Kraków, Geo-grafia, 8: 35–54.
GOLONKA J. & R¥CZKOWSKI W. 1981 — Szczegó³owa mapa geo-logiczna Polski 1: 50 000, arkusz Piwniczna. Wyd. Geol.
GUZETTI F., CARDINALI M. & REICHENBACH P. 1996 — The influence of structural setting and lithology on landslide type and pat-tern. Environm. and Engineer. Geosciences, 2: 531–555.
HOEK E. 1973 — Methods for the rapid assesment of the stability of three — dimentional rock slopes. Quat. J. Engineer. Geol., 6: 243–256. HOEK E. & BRAY J. 1981 — Rock slope engineering. London. HUTCHINSON J. N. 1988 — Morphological and geotechnical parame-ters of landslides in relation to geology and hydrogeology. [In:] Bonnard C. (ed.) Proc. 5th
International Symposium on Landslides, 1: 3–35. HUTCHINSON J. N. 1995 — Deep-seated mass movements on slo-pes. Mem. Soc. Geol. It., 50:. 147–164.
KLECZKOWSKI A. 1955 — Osuwiska i zjawiska pokrewne. Wyd. Geol.
KLECZKOWSKI A. 1979 — Hydrogeologia ziem wokó³ Polski. Wyd. Geol.
KOŠT’ÁK B. 2002 — Cycles, trends, impulses in rock movement monitoring.[In:] J. Rybaø i in. (eds) Landslides: 603–609. A. Balkema publ. Lisse.
KSI¥¯KIEWICZ M. 1978 — Geologia Dynamiczna. Wyd. Geol.
KUKULAK J. 1988 — Powi¹zania morfostrukturalne w rozwoju osu-wisk zachodniego Podhala. Folia Geogr. Ser. Geogr. Phys., 20: 33–49. LACH J. 1970 — Fazy rozwoju form skalnych w Magurze W¹tkow-skiej. Rocz. Nauk. Dydakt. WSP, Kraków, Pr. Geogr., 5: 22–33. MAHR T. & NEMÈOK A. 1977 — Deep-seated creep deformations in the crystaline cores of the Tatra Mts. Bull. Int. Assoc. Engineer. Geo-logy, 16: 104–106, Krefeld.
MARGIELEWSKI W. 1991 — Landslide forms on Po³oma Mountain in the Sine Wiry Nature Reserve, West Bieszczady. Ochr. Przyrody, 49: 23–29. MARGIELEWSKI W. 1994 — Ochrona osuwiska Gaworzyna w paœmie Jaworzyny Krynickiej. Prz. Geol., 42: 189–193.
MARGIELEWSKI W. 1997a — Formy osuwiskowe pasma Jaworzyny Krynickiej i ich zwi¹zek z budow¹ geologiczn¹ regionu. Kwart. AGH, Geologia, 23: 45–102.
MARGIELEWSKI W. 1997b — Ochrona elementów rzeŸby osuwiskowej Mogielicy (Beskid Wyspowy). Chroñmy Przyrodê Ojczyst¹, 53: 85–97. MARGIELEWSKI W. 1998 — Rozwój form osuwiskowych w Barnowcu (Beskid S¹decki, Karpaty zewnêtrzne), w œwietle analizy strukturalnych uwarunkowañ osuwisk w Karpatach fliszowych. Prz. Geol., 46: 436–450. MARGIELEWSKI W. 2001a — O strukturalnych uwarunkowaniach rozwoju g³êbokich osuwisk — implikacje dla Karpat fliszowych. Prz. Geol., 49: 515–525.
MARGIELEWSKI W. 2001b — Late Glacial and Holocene climatic changes registered in forms and deposits of the Klaklowo Landslide (Beskid Œredni Range, Outer Carpathians). Stud. Gemorph. Carpatho-Balcan., 35: 63–79. MARGIELEWSKI W. 2002a — Geological control of the rocky landsli-des in the Polish Flysch Carpathians. Folia Quaternaria, 73: 53–68. MARGIELEWSKI W. 2002b — Geologiczne uwarunkowania rozwoju form morfologicznych w rezerwacie przyrody „Prze³om Os³awy pod Dusza-tynem” w Bieszczadach Zachodnich. Rocz. Bieszczadzkie, 10: 283–300. MARGIELEWSKI W. 2002c — Uwarunkowania geologiczne i charak-ter rozwoju osuwisk w Ciœniañsko-Wetliñskim Parku Krajobrazowym, powsta³ych wskutek ulewnych deszczów w latach 1997–2001. [W:] Z. Denisiuk (ed.) — Strategia zachowania ró¿norodnoœci biologicznej i krajobrazowej obszarów przyrodniczo cennych dotkniêtych klêska powodzi, pp. 199–210.
MARGIELEWSKI W. & URBAN J. 2000 — Charakter inicjacji ruchów masowych w Karpatach fliszowych na podstawie analizy struk-turalnych uwarunkowañ rozwoju wybranych jaskiñ szczelinowych. Prz. Geol., 47: 268–274.
MARGIELEWSKI W. & URBAN J. 2003a — Crevice — type caves as initial forms of rock landslide development in the Flysch Carpa-thians. Geomorphology, 54: 325–338.
MARGIELEWSKI W. & URBAN J. 2003b — Direction and nature of joints controlling development of deep seated mass movements: a case study of Diabla Dziura Cave (Polish Flysch Carpathians). Geomorpho-logia Slovaca, 3: 58–59.
MARGIELEWSKI W. & KOVALYUKH N. N. 2003 — Neoholocene climatic changes recorded in landslide’s peat bog on Æwilin Mount
(Beskid Wyspowy Range, Outer Carpathians). Stud. Geomorph. Carpa-tho-Balcanica, 37: 59–76.
MASTELLA L. 1975 — Osuwiska konsekwentno-strukturalne na wschod-nim Podhalu. Biul. Geol. UW, 18: 259–270.
MASTELLA L. & SZYNKARUK E. 1998 — Analysis of the fault pattern in selected areas of the Polish Outer Carpathians. Geol. Quater., 42: 263–276. MASTELLA L., ZUCHIEWICZ W., TOKARSKI A., RUBINKIEWICZ J., LEONOWICZ P. & SZCZÊSNY R. 1997 — Application of joint analy-sis for paleostress reconstructions in structurally complicated settings: case study from Silesian Nappe, Outer Carpathians, Poland. Prz. Geol., 45: 1064–1066.
MENCL V. 1966 — Mechanics of landslides with non-circular slip surfa-ces with special reference to the Vajont slide. Geotechnique, 16: 329–337. MOSER M. 2002 — Geotechnical aspects of landslides in the Alps. [W:] J. Rybaø i in. (eds) — Landslides. A. Balkema publishers. NEMÈOK A. 1982 — Zosuvy w Slovenskych Karpatoch. Veda, Bratislava, 1–329
NORRISH N. I. & WYLLIE D. C. 1996 — Rock slope stability. [W:] A. K. Turner & R. L. Schuster (eds) — Landslides: Investigation and Mitigation. Transport. Res. Board, National Academy of Sciences, Washington D.C., Special Report, 247: 391–424.
NOVERRAZ F. 1996 — Sagging or deep seated creep: fiction or reali-ty. [In:] K. Senseet (ed.) — Proc. of 7thIntern. Symp. on landslides. Trondheim.: 821–828.A. Balkema Publish. Rotterdam.
NIEDZIELSKI H. 1974 — Wodoch³onnoœæ ska³ fliszowych w wybra-nych rejonach Karpat. Rocz. Pol. Tow. Geol., 44: 115–139.
OR£OWSKI E. 2000 — Osuwisko i jeziorko w potoku Cygañskim w Pre³ukach jako osobliwoœæ geologiczno-przyrodnicza w lasach Nadleœnic-twa Komañcza. Stow. In¿. i Techn. Leœn. i Drzewn., Komañcza 2000: 1–5. OSZCZYPKO N., CHOWANIEC J., & KONCEWICZ A. 1981 — Wodonoœnoœæ piaskowców magurskich w œwietle badañ wodoch³onno-œci. Ann. Soc. Geol. Pol., 51: 273–302.
OSZCZYPKO N., GOLONKA J. & ZUCHIEWICZ W. 2002 — Osu-wisko w Lachowicach (Beskidy Zachodnie): skutki powodzi z 2001 r. Prz. Geol., 50: 893–898.
PAUL W. & RY£KO W. 1986 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Pol-ski, Arkusz Rabka. Wyd. Geol.
POISEL R. 1990 — The dualism discrete-continuum of jointed rock. [W:] H. P. Rossmanith (ed) — Mechanics of jointed and faulted rock. A. Balkema: 41–49.
PULINA M. (red.) 1997 — Jaskinie polskich Karpat fliszowych. Wyd. PTPNoZ, Warszawa, 1: 1–250, 2: 1–228.
PULINOWA M. Z. 1976 — Application of the small tectonic analysis in the study of landslides in flysch rocks. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan, 10: 103–114.
SCHEIDEGGER A. E. 1974 — Geomorfologia teoretyczna. PWN Warszawa. SCHEIDEGGER A. E. 2001 — Surface joint system. Tectonic stresses and geomorphology: a reconciliation of conflicting observations. Geo-morphology, 38: 213–219.
STARKEL L. 1960 — Rozwój rzeŸby Karpat fliszowych w holocenie. Pr. Geogr. IG PAN, 22: 1–239.
SYNOWIEC G. 2003 — Formy osuwiskowe w Górach Kamiennych. Prz. Geol., 51: 59–65.
ŒL¥CZKA A. 1968 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicz-nej Polski 1: 50 000, arkusz Bukowsko. Wyd. Geol.
TERZAGHI K. 1950 — Mechanism of landslides. [In:] S. Paige (red.) — Application geology to Engineering practice. Geol. Soc. Amer. (J. Berkey Memory Volum): 83–122, Washington DC.
THIEL K. 1980 — Mechanika ska³ w in¿ynierii wodnej. PWN Warszawa. TUFTS B. R. GREENBERG R., HOPPA G. & GEISSLER P. 1998 — Litospheric dilation on Europa. Lunar and Planetary Lab. Univ. of Ari-zona, Tucson. ICARUS: 1–38.
VARNES D. J. 1978 — Slope movements: type and processes. [W:] R.L. Schuster & R., J. Kriek (eds) —Landslides: Analysis and Control. Trans-port. Res. Board, Nat. Acad. of Sci., Washington D.C., Spec. Rep., 176: 11–35.
WÓJCIK A. 1997 — Osuwiska w dorzeczu Koszarawy — strukturalne i geomorfologiczne ich uwarunkowania. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 376: 5–42. WÓJCIK A. & R¥CZKOWSKI W. 2001 — Osuwiska w dolinie Wis³oki na terenie projektowanego zbiornika w K¹tach (Beskid Niski). Prz. Geol., 49: 389–394.
ZABUSKI L., THIEL K. & BOBER L. 1999 — Osuwiska we fliszu Karpat polskich. Geologia, modelowanie, obliczenia statecznoœci. Wyd. IBW PAN, Gdañsk: 1–171.
ZIÊTARA T. 1968 — Rola gwa³townych ulew i powodzi w modelowa-niu rzeŸby Beskidów. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 60: 5–116. ZIÊTARA T. 1969 — W sprawie klasyfikacji osuwisk w Karpatach fli-szowych. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcanica, 3: 21–29.
