Tomasz JERZYKIEWICZ
UWAGI O ORIENTACJI I GENEZIE CIOSU W SKAŁACH GÓRNOKREDOWYCH NIEGKI ŚRÓDSUDECKIEJ
SPIS TREŚCI
Streszczenie ... 465
W s t ę p ...465
Poglądy na genezę c i o s u ... 466
Uwagi o m e t o d z i e ... 467
Interpretacja w y k r e s ó w ...468
P ia s k o w c e ... 468
M a r g ie ... 471
Górne piaskowce ciosowe i wapniste piaskowce środkowego turonu okolic K r z e s z o w a ...471
Ocena uzyskanych w y n i k ó w ... 474
Wnioski 475 L i t e r a t u r a ... 475
S u m m a r y ...476
S t r e s z c z e n i e Przedstawiono wyniki pomiarów orientacji po
wierzchni ciosowych w górnych piaskowcach cio
sowych Gór Stołowych i okolic Krzeszowa oraz w podścielających je skałach wapnistych. Orientacja ciosu została pokazana za pomocą róż biegu płasz
czyzn ciosowych oraz w projekcjach stereograficz- nych Schmidta. Przeprowadzone pomiary pozwoliły na wydzielenie wśród spękań ciosowych dwóch róż
nych genetycznie systemów: (a) spękań pierwot
nych, które tworzą system regionalny o podobnej orientacji w całym zbadanym obszarze, i (b) spę
kań wtórnych, zależnych od lokalnych zjawisk tektonicznych. Autor zwraca uwagę, że poglądy
na tektoniczną genezę spękań ciosowych prosto
padłych do powierzchni ławic i wykazujących sta
łą orientację w całym obszarze niecki śródsudec- kiej są trudne do udowodnienia. Zdaniem autora, przyjmowane dotychczas wyjaśnienia ich powsta
nia wskutek tektoniki uskokowej, a tym bardziej fał
dowej są trudne do uzasadnienia. Autor nie precyzuje genezy pierwotnego ciosu w omawianych skałach, uważa jednak, że jest on wcześniejszy od ruchów tek
tonicznych, które spowodowały lokalne spaczenia po
krywy kredowej, i jest zdania, że dla ich wyjaśnienia należy szukać innych ogólnych, podobnie działających w całym obszarze przyczyn.
W ST Ę P
B adania teren o w e n a d se d y m en tacją g órnych p rac Z akładu N au k G eologicznych PA N , obej- piaskow ców ciosow ych w niecce śródsudeckiej, m ow ały rów nież p o m iary tek ton iczny ch n a c h y - prow adzone w lata ch 1963— 1966 w ram ach leń pow ierzchni ław ic i pow ierzchni oddzielno-
ści ciosowej. B yły one p rz y d a tn e p rzy o k reśla
niu p ierw o tn ej o rien tacji skośnego w a rstw o w a
nia i w tym zakresie zostały p rzedstaw ione w p rac y sedym entologicznej (Jerzykiew icz 1968). O bserw acje i p om iary nad oddzielnością ciosową w g ó rn ych piaskow cach ciosow ych i podścielających je m arg lac h środkow ego t u
ro n u w yodrębniono, zostaną one p rzed staw io n e w niniejszym a rty k u le . Celem jego jest próba rew izji poglądów na tektoniczne pochodzenie oddzielności ciosowej, k tó ra w skałach b u d u ją cych G óry Stołow e, w spólnie z p raw ie pozio
m ym uław iceniem , decyd u je o ich k rajo brazie.
PO G LĄ D Y NA GENEZĘ CIOSU T erm in „cios” (ang. i fran c, „ jo in t” i ros.
„trieszczinow atost”) będzie w n iniejszym a r ty k ule za D żułyńskim (1953) uży w any dla ró w no
ległych „w zględem siebie pow ierzchni oddziel
ności, k tó re nie są po w ierzchniam i w a rstw o w a nia i w zdłuż k tó ry c h nie n astąp iło w idoczne p rzesu nięcie”. Zastosow anie tego opisowego te rm in u dla pow szechnej cechy lity ch skał osa
dow ych — oddzielności w zdłuż pew nych u p rz y w ilejo w an ych płaszczyzn, je s t p rzy obecnym stan ie w iedzy w tej dziedzinie koniecznością.
P ro b lem ich pochodzenia nie został bowiem w sposób zad ow alający rozw iązany. L ite ra tu ra na te n tem a t je s t bardzo bogata, a jej w y czer
p ujące om ówienie p rzekraczało b y zakres n i
niejszego a rty k u łu . Celow e jed n a k będzie po
ró w n an ie dotychczasow ych poglądów n a spę
k an ia ciosowe w in te re su ją c y c h nas skałach k redow ych nieck i śródsudeckiej z n iek tó ry m i zap atry w an iam i geologów, k tó rz y zajm ow ali się ty m zagadnieniem w in n y ch obszarach.
W śród geologów niem ieckich panow ało p rz e konanie, że sp ękania ciosowe w skałach k re d o w ych niecki śródsudeckiej pow stały pod w p ły w em tek ton iki saksońskiej (Rode 1932, P e - tra sc h ec k 1934 i inni). Rode by ł zdania, że z dw óch prosto padły ch do siebie system ów spę
k ań w piaskow cach ciosow ych jed en jest ró w noleg ły do sąsiednich dyslokacji, a d ru g i p ro stopadły. P e tra sc h ec k w ypow iedział podobny pogląd, dodał jed n ak , że czasam i pojaw ia się trzeci kierun ek , o b serw uje się w ted y trz y p ra w ie rów no rzędne sy stem y spękań ciosowych.
Z daniem S. R adw ańskiego (1959), jed e n z sy
stem ów ciosu w G órach Stołow ych pow stał w sk u tek fałdow ania: „W zw iązku z deform acją fałdo w ą pow stał system płaszczyzn ciosow ych 0 k ie ru n k u NW -SE, tj. poprzecznych do k ie
ru n k u nacisku (np. szczeliny ciosu ten sy jn ego w piaskow cu cokołu Szczelińca)” — c y ta t ze stro n y 54.
Zachodzi pytan ie, czy p rzy jm o w anie a priori, że w szystkie spękania ciosowe piaskow ców 1 m arg li w iążą się z ru ch am i tektonicznym i, jest słuszne. Z agadnienie sp ęk ań sk aln ych jako r e zu lta tó w stresów po w stający ch w skałach w w y n ik u nacisków tek to n iczn y ch jest szeroko znane z licznych p rac i podręczników geologii
s tru k tu ra ln e j (por. B illings 1949, S itte r 1956 i inni). Chociaż rozw ażania teo rety czn e na ten tem a t zostały p o p arte u dan ym i dośw iadczenia
mi, to jed n a k zdaniem w ielu au to rów nie w szystkie spękania skalne m ogą być w y tłu m a czone n aprężeniam i te n sy jn y m i lu b k o m p resy j- n y m i zw iązanym i z tek to n iką. Szczególnie tr u d no znaleźć uzasad nienie tekto n iczne dla spękań p raw ie pionow ych, p rzecin ający ch się pod k ą tem zbliżonym do prostego. W y stęp u ją one pow szechnie zarów no w skałach osadow ych za
b u rzo ny ch tektonicznie, ja k i w leżących pozio
mo. K ie ru n k i ty ch sp ęk ań są stałe na dużych obszarach, co szczególnie dobrze w idać w obsza
ra c h p la tfo rm (Szatski 1945, P erm iak o w 1940 i inni). Rów nież w obszarach o budow ie fałdo
w ej w ielokro tnie stw ierdzono b rak pow iązania m iędzy o rie n tac ją n iek tó ry ch spękań a lo kaln y m i k ieru n k am i tekto niczny m i (kierun k i fałdów, uskoków i n ach y le ń w arstw ; por. Cloos i M ar
tin 1932, K ólbel 1940, P a rk e r 1942, H oeppener 1953, D żułyński 1953, Dziedzic 1961 i inni).
O bserw acje tak ie doprow adziły w ielu autorów do u znania n iek tó ry ch spękań ciosow ych za niezależne od lokalnej tek to n ik i i do w iązania ich z innym i ru ch a m i tek ton iczn ym i o szerokim zasięgu lub do szukania n a ich w yjaśnien ie innych, n ietekton iczn ych przyczyn.
D żułyński w p rac y o tekto nice W yżyny K ra kow skiej poddał k ry ty c z n ej ocenie p rzydatność różnych teorii dla w y jaśn ien ia obserw ow anych tam spękań ciosow ych w skałach osadow ych ju ry i kred y . Doszedł on do w niosku, że sta ra hipoteza pow staw an ia sp ęk ań sk aln y ch w sku tek d rg ań sejsm icznych (Crosby 1882, W allig 1882 in D żułyński op. cit.) może być w danym p rzy p ad k u zastosow ana z w iększym pow odze
niem niż inne.
H ipotezy atektoniczne, w m yśl k tó ry c h p rzy czynam i pow staw ania ciosu m ają być zm iany objętości skał osadow ych w sk u tek w ysychania, diagenezy i konsolidacji (Hoefer 1915, Lotze 1933 i inni), rów nież o statn io zn alazły swoich zw olenników (Nowikowa 1651, Sch u ltz 1964).
Szczególnie in te re su ją c ą kom pilację poglądów n a pochodzenie spękań ciosow ych p rzedstaw ił S ch ultz (op. cit.). U w aża on, że pogląd Lotzego (op. cit.) na p o w staw anie spękań ciosow ych w
sk o rup ie ziem skiej pod w pływ em zm ian fo rm y całej Ziemi, zw iązanych ze zm ianam i p ręd k o ści jej obrotu i położenia osi je s t bardzo p ra w dopodobny. Przypuszcza on jednak, że n a p rę żenia w ten sposób po w stające („p la n e ta rn e ”) nie są w ystarczająco silne, ab y sam e m ogły spo
wodow ać pow stanie spękań. Zdaniem Schultza, pionow e spękania ciosowe w y kazu jące stałe kie
ru n k i na dużych obszarach (tzw. cios p ierw o t
ny) p o w stają w sk u tek nap rężeń w yw ołanych zm ianam i objętości skał p rz y lity fik acji, w y ła dow ują się one jed n a k w polu działania napięć p lan e tarn y c h . Tym się tłum aczy , że pow stający w ten sposób cios w y k azu je stałe kierun ki.
A utor w swoich rozw ażaniach idzie dalej, p rzy puszcza m ianow icie, że k ie ru n k i ciosu p ierw o t
nego praw dopodobnie zależą od ak tu alneg o
w danym okresie geologicznym położenia osi o b ro tu Ziemi. M ożna byłoby więc n a podstaw ie pom iarów ciosu p ierw otn ego w obszarach p la t
form pokusić się o odtw orzenie położenia biegu
nów w różnych okresach geologicznych a także rozw iązyw ać p ro b lem y odw rotne, tzn. n a pod
staw ie diagram ów ciosu określać w iek skał.
P rzedstaw io n e pow yżej poglądy na a te k to - niczną genezę n iek tó ry ch spękań ciosow ych są hipotezam i, ale gdy b ra k dowodów na te k to niczne pochodzenie ciosu, należy je b rać pod uw agę. Nie jest, oczywiście, w ykluczone w y stę
pow anie ciosu tektonicznego i pierw o tneg o w ty c h sam ych w arstw ach . P rzed staw io n e poni
żej obserw acje w skazują, że tak ie zjaw isko ob serw uje się praw dopodobnie w sk ałach k r e dow ych niecki śródsudeckiej.
UW AGI O M ETODZIE P ostępow anie m ające na celu poznanie o rien
tac ji spękań ciosow ych w górnych piaskow cach ciosow ych i m arg lach środkow ego tu ro n u było n astęp u jące:
1) w ybór odpow iednich pow ierzchni spękań i p o m iary kom pasem ,
2) p rzed staw ien ie pom iarów na w ykresach, 3) in te rp re ta c ja w ykresów i k ry ty c z n a oce
na u zy skany ch w yników .
ad 1. O pierając się na d efinicji ciosu (Dżu- ły ń sk i op. cif.), m ierzono o rien tację pow ierzchni spękań pow odujących w piaskow cach i m a r
glach blokową oddzielność. O dróżnienie po
w ierzchni ciosowych od se d y m en tacy jn y ch nie nastręczało trudności, poniew aż tektoniczne n a chylenia pow ierzchni ław ic są na ogół nieznacz
ne, a cios p ro sto p adły zdecydow anie przew aża nad ciosam i skośnym i. Je d y n ie w p rzy p adku ciosu skośnego m ożna m ieć pod ty m w zględem w ątpliw ości, ale g rad a c y jn a budow a w arstw skośnych pozw ala na odróżnienie pow ierzchni w a rstw od pow ierzchni ciosu (por. Jerzykiew icz 1968, fig. 26). P o w ierzchnie ciosowe w kam ie
niołom ach są gładkie i płaskie, co pozw ala na do kład ne p om iary przez przyłożenie kom pasu (pi. I, 1; II, 1 i 2). W iększość pom iarów ciosu p ia skowców w ykonano jed n a k w eksponow anych skałkach, k tó ry ch ściany są jed yn ie relik ta m i pow ierzchni ciosowych. W ystaw ione na długo
trw a łe w ietrzen ie stra c iły one w m niejszym lub w iększym stopniu p ierw o tn y kształt. W ykazują one liczne nierów ności w postaci w głębień i w y stępów , najczęściej są to ry n n y i g arb y znaczą
ce pow ierzchnie w a rstw n a płaszczyznach cio
su. S potyka się także nierów ności in n y ch k sz ta ł
tów, a ściany n iek tó ry ch sk ałek są w całości obłym i pow ierzchniam i ek sfoliacji i w ted y
tru d n o w nich znaleźć ślady p ierw o tn y ch po
w ierzchni ciosowych. O rien tację częściowo zniszczonych pow ierzchni sp ękań ciosow ych określano bądź przez p om iary kom pasem w m iejscach, gdzie pozostały płaskie, bądź przez w izow anie na m iejsca niezniszczone z odległo
ści. W celu spraw d zenia dokładności pom iaru niek iedy stosow ano obydw a sposoby.
ad 2. Na w y k resach przed staw iono w sum ie 2680 pom iarów o rie n tac ji płaszczyzn ciosow ych w piaskow cach i m arglach. P o m ia ry p ogrup o
w ano w zależności od ro d zaju skał (oddzielnie d la skał W apnistych, oddzielnie dla p iaskow ców) i m iejsca, tzn. do jed nej g ru p y w łączono po m iary w y ko nan e w sk ałkach o jed nakow ym lub bardzo zbliżonym tek to n iczn y m n ach y len iu pow ierzchni ław ic. Poszczególne g ru p y pom ia
rów (27 grup) p rzedstaw iono na oddzielnych w ykresach. Ilość pom iarów w g ru p ach w ynosi od 40 do 210, średnio około 100. Spośród w ielu stosow anych m etod graficznego p rzed staw ian ia pom iarów w y b ran o dwie, a m ianow icie:
1) róże k ieru n k ó w biegu płaszczyzn cioso
w ych (fig. 1),
2) d iagram y o rie n tac ji n o rm aln y ch do płasz
czyzn ciosu (fig. 2— 4).
W yższość m eto d y p rzedstaw iania pom iarów za pom ocą n o rm aln y ch na siatk ach bieguno
w ych S chm idta polega na tym , że uw zględnia się w ten sposób zarów no bieg, ja k i zapad po
w ierzchni ciosowych. Stosując tę m etodę, o trz y m u je się obrazy o rie n tac ji pow ierzchni ciosu w form ie ry su n k u w arstw icow ego, k tó ry w d a nym przy p ad k u był k o n stru o w an y na p o d sta
w ie siatki pom ocniczej D im itrijevica (1956).
O trzym ane w te n sposób d iag ram y pozw alają na ocenę d y sp e rsji k ieru n k ó w ciosu, dokładne
468 TOMASZ JERZYKIEW ICZ
po m iary kątów m iędzy m aksim am i itd. O brazy orien tacji ciosu są na ty ch d iagram ach p rze su nięte o 90° w sto su nku do ich o rien tacji rzeczy
w istej. Poniew aż w dany m p rzy p ad k u cios p ro sto p ad ły zdecydow anie przew aża n a d ciosam i skośnym i, w ykonano rów nież róże k ieru n k u biegu płaszczyzn ciosowych, k tó re w skazują
[4]
rzeczyw isty k ieru n e k płaszczyzn i są łatw iejsze do odczytyw ania, nie u w zg lęd n iają one jed nak k ąta nachylen ia płaszczyzn i dlatego w p rz y padku ty ch g ru p pom iarów , w k tó ry c h jest dużo płaszczyzn skośnych, różnią się one znacznie od odpow iadających im diagram ów k o n tu ro wych.
IN T E R PR E T A C JA W YKRESÓW PIASKOWCE
O bserw uje się w nich p rzede w szy stk im sp ę kania zbliżone do pionow ych, tzn. nachylone pod k ą ta m i od 80 do 90°, cios skośny o n a c h y len iu od 50 do 70° jest znacznie rzadszy, w i
dać to w yraźnie na zestaw ieniach ilościow ych (fig. 2).
P rzew ażająca ilość spękań Układa się p ro sto padle do pow ierzchni ław ic (por. Cloos 1936, stro n a 219). Zależność tę dobrze w idać na d ia g ram ach (por. fig. 2), m aksim a nie w y p ad ają na obw odach kół, poniew aż ław ice, w k tó ry c h m ierzono spękania, nie są poziom e (nachylenia pow ierzchni ław ic naniesiono u góry każdego diagram u). N ależy podkreślić, że k o rela cja ta jest bardzo w y raźn a i sta ty sty c z n e dane o n a chy len iu pow ierzchni ciosow ych m ogą z powo
dzeniem służyć do przybliżonego określania k ie ru n k u nachylen ia pow ierzchni uław icenia (por. Jerzyk iew icz 1968, fig. 26). W d an y m p rzy p a d k u jest to szczególnie w ażne, poniew aż bardzo często nie o b serw u je się pow ierzchni m iędzyław icow ych, lecz jed y n ie se d y m e n tac y j
ne n ach y len ia w a rstw (por. pi. II, 1).
W całym obszarze Gór S tołow ych w g órnych piaskow cach ciosow ych zaznaczają się bardzo w yraźn ie pow ierzchnie ciosowe zbliżone do azy m u tu 130°. Na d iagram ach są one w idoczne w postaci w y raźn y ch m aksim ów , jed y n ie na diagram ach 30 i 33 (por. fig. 2) są m niej w y raźne, a na d iag ram ie 34 nieco przesunięte. K ie
ru n e k ten, około 130°, jest więc reg io n aln y (I).
W zdłuż niego tw o rzy się n ajw ięcej pęknięć i szczelin, od tego k ie ru n k u zależy głów nie przebieg progów m orfologicznych utw orzonych z piaskow ców (por. fig. 1). Często ob serw uje się także d ru g i k ie ru n e k (II) w przy b liżeniu p ro sto p ad ły do poprzedniego (diagram y 9, 12, 13, 14a, 14b i 26), ale ró w nie często obraz d iag ra m ów je s t skom plikow any przez pojaw ienie się in n y ch m aksim ów . O b serw u je się w ted y albo trz y m aksim a spęk ań p rzecin ający ch się pod kątem około 60° (diagram y 8, 11, 15, 27, 31, 33 i 34), alb o m aksim a sp ęk ań p rzecin ających się pod m n iejszym i k ątam i (diagram y 30 i 38).
M ożna przypuszczać, że d rug i k ieru n e k (II)
jest sprzężony z pierw szy m (I), regionalnym Fig. 2
Fig. 2
k ieru n k iem spękań ścinających. Ten system sp ęk ań p rzecin ający ch się pod kątem zbliżonym do prostego ob serw uje się w całym zbadanym obszarze. Z acieranie się tego obrazu n a d iag ra m ach, w y rażające się pojaw ianiem trzeciego m ak sim u m (a na d iag ram ie 38 także czwartego) lub lok aln y m i odchyleniam i od k ierun k ó w r e gionalnych (I i II), m ożna in te rp re to w a ć w róż
n y sposób. Można je p rzypisać lokalnym zabu
rzeniom tekto niczn ym (uskoki, fleksury); n ie
stety , do kład na analiza nie jest m ożliw a, ponie
waż większość dyslokacji w skałach kredow ych nie je s t w idoczna w odkryw kach, lecz o ich istn ien iu w nioskuje się na podstaw ie innych przesłan ek (por. Jerzy k iew icz 1968). W ydaje się więc, że szczegółowa analiza polegająca na do kład n ym pow iązaniu lo kalnych k ieru n ków sp ęk ań z k ieru n k a m i uskoków nie jest na razie m ożliw a.
P o n ad to należy zw rócić uw agę n a fakt, że rozm ieszczenie m aksim ów na w ielu d iag ra m ach (8, 11, 15, 27, 31, 33 i 34) przypom ina orien tację spękań, jakie się tw orzą w osadach w sk u te k kurczenia się p rzy u tra c ie wody.
MARGLE
Z nane z piaskow ców reg io n alne k ieru n k i spę
kań (I i II) zaznaczają się rów nież w m arg lach (por. fig. 1 i 3). O bserw uje się rów nież, że znaczna większość spękań jest prostopadła do pow ierzchni ław ic, niezależnie od tego, czy sk ały są w yruszone tekto n icznie czy leżą po
ziomo (por. fig. 3, k ą ty n achy len ia ław ic i k ą ty nach y len ia m aksim ów sp ęk ań na d iagram ach
19 i 20 a także pi. II, 2).
Fig. 2
Diagramy orientacji spękań ciosowych w górnych piaskowcach ciosowych Gór Stołowych
N o rm a ln e d o w a r s tw . P r o j e k c j a g ó rn e j p ó łk u li. L ic z b a p o m ia r ó w z n a jd u je się u g ó r y k a ż d e g o d ia g r a m u . N u m e ry d ia g ra m ó w o d p o w ia d a ją n u m e r o m o d k r y w e k n a mapie —
fig . 1
Orientation diagrams of joints in the youngest sand
stones of the Góry Stołowe
N o rm a l to f r a c tu r e s . P r o je c tio n o f u p p e r h e m is p h e re . N u m b e r o f m e a s u re m e n ts is g iv e n in th e to p o f e a c h d ia g ra m . D ia g ra m n u m b e r s c o r re s p o n d t o th e s e e x p o s u re s on
t h e m a p — F ig , 1
W p rzypad k u m arg li obraz diagram ów jest jed n a k bardziej skom plikow any niż w p rz y padku piaskow ców . N aw et po uw zględnieniu tektoniczny ch n a c h y le ń pow ierzchni ław ic oka
zuje się, że pozostają jeszcze sp ękania skośne a tak że zbliżone do pionow ych, k tó re nie są zgodne z k ieru n k a m i regionalnym i. Takie skom plikow ane obrazy diagram ów o trzy m u je się z pom iarów w yko n anych w pobliżu p rz y puszczalnych w iększych dyslokacji (por. fig. 3, diag ram y 19, 20, 28 i 29). Na istn ien ie dyslo
k a c ji po południow o-zachodniej stron ie głów nego grzbietu G ór S tołow ych w okolicach Ł ęż- na w skazuje oprócz niezgodności ułożenia ław ic piaskow ców i m arg li i ry s ślizgow ych w łaśnie o rien tacja i gęstość spękań. W tej stre fie oprócz spękań pro sto p ad ły ch i skośnych do pow ierz
chni uław icenia p o jaw iają się jeszcze drobne, tru d n e do zm ierzenia spękania, pow odujące roz
sypyw anie się sk a ły n a dro b n y gruz i n adające jej c h a ra k te r b rek c ji tekto nicznej (pi. I, 2).
Różnice w ułożeniu płaszczyzn uław icen ia p ia
skowców i m arg li w pobliżu dyslokacji, w ięk sze zagęszczenie i d y sp e rsja k ieru nk ów spękań w m arg lach w ynika najpraw do p odo b niej z róż
nic k o m p eten cji ty ch skał.
GÓRNE PIASKOWCE CIOSOWE I WAPNISTE PIASKOWCE ŚRODKOWEGO TURONU OKOLIC
KRZESZOWA
O rien tacja spęk ań ciosowych w n a jm ło d szych skałach górnej k re d y o d słaniających s :ę w okolicach K rzeszow a w y kazuje w iększą zm ienność niż w ich odpow iednikach w G órach Stołow ych (por. fig. 4). M aksim a k ieru n k ó w za-
znaczające się w pierw szych k w a d ra n ta c h dia
gram ów 1 i 2 odbiegają od k ieru n k u reg io n al
nego (I) zaznaczającego się n ajsiln iej n a d ia
g ram ach z G ór Stołow ych, je st to jed n ak w y w ołane przez tektoniczne nachylenie pow ierz
chni ław ic. M ożna to spraw dzić ko n stru k cy jn ie, re d u k u ją c pow ierzchnie uław icenia do położe
n ia poziomego. Je d n a k skom plikow anie o b ra
zów d iagram ów w om aw ianym obszarze nie w ynik a jed y n ie z w tórneg o pochylenia p ierw o t
nie pionow ych płaszczyzn ciosu. U zyskane d ia
g ram y są n iew ątp liw ie sum ą spękań p ierw o t
nych, k tó re m ożna porów nać z k ieru n k am i re -
Fig. 3
Diagramy orientacji spękań ciosowych w marglach środkowego turonu Gór Stołowych
N o rm a ln e d o w a r s tw . P r o j e k c j a g ó r n e j p ó łk u li. L ic z b a p o m ia r ó w z n a jd u je się u g ó ry k a ż d e g o d ia g r a m u . N u m e ry d ia g r a m ó w o d p o w ia d a ją n u m e r o m o d k r y w e k n a m a p ie •—
fig . 1
Orientation diagrams of joints in the Middle Turo- nian marls of the Góry Stołowe
N o r m a l to f r a c tu r e s . P r o je c tio n o f u p p e r h e m is p h e re . N u m b e r o f m e a s u re m e n ts is g iv e n a t th e to p o f e a c h d ia g r a m . N u m b e rs o f d ia g r a m s c o r re s p o n d to th e s e o f e x p o s u re s o n
th e m a p — F ig . 1
gionalnym i zn any m i z Gór Stołow ych oraz spę
k a ń zw iązanych z lo kaln ą tek to n ik ą. D oprow a
dziła ona do u tw o rzen ia się w skałach k red o w ych okolic K rzeszow a jed n o stk i b rac h y sy n - k lin aln ej (por. Jerzyk iew icz 1968). O pisane diag ram y spękań pochodzą ze środkow ej części tej jednostki. W poziomo leżących piaskow cach cenom anu odsłoniętych w odległości kilk u kilom etrów na południo-w schód od środka b ra - c h y sy n k lin y K rzeszow a m ożna ju ż obserw ow ać pionowe spękania o k ieru n k a ch id enty czny ch z reg ion alny m i k ieru n k a m i spękań ciosow ych (I i II) znanym i z obszaru Gór S tołow ych (dia
g ram y niepublikow ane).
Fig. 4
Diagramy orientacji spękań ciosowych w górnych piaskowcach ciosowych i wapnistych piaskowcach
środkowego turonu okolic Krzeszowa
N o rm a ln e d o w a r s tw . P r o je k c ja g ó rn e j p ó łk u li. L ic z b a p o m ia ró w z n a jd u je s ię u g ó r y k a ż d e g o d ia g ra m u . N u m e ry d ia g ra m ó w o d p o w ia d a ją n u m e r o m o d k r y w e k n a m a p ie —
fig . 1
Orientation diagrams of joints in the youngest sandstones and in the Middle Turonian limy sandsto
nes of the vicinity of Krzeszów
N o rm a l to f r a c tu r e s . O th e r e x p la n a tio n s a s in Fig. 3
OCENA UZY SK A N Y CH W YNIKÓW P rzedstaw io na pow yżej pró b a an alizy spękań
ciosow ych opiera się głów nie na ich o rien tacji, poniew aż b rak innych cech m orfologicznych, k tó re m ogłyby u łatw ić to zadanie. W ydaje się, że in te rp re ta c ja uzy sk an y ch diagram ów nie może być w p e łn i jednoznaczna. Są to obrazy, na k tó ry c h su m u ją się spękania o różnej g en e
zie, część z nich została w tó rn ie przem ieszczona przez ru c h y tekton iczn e. O bserw uje się zaró w no przem ieszczenia w płaszczyźnie pionow ej, ja k i poziom ej. Ten d ru g i przypadek, ja k m ożna przypuszczać, p rzed staw ia diag ram 23 (fig. 3).
Został on w yk reślo n y na podstaw ie pom iarów w ykonanych w dw óch niedaleko od siebie po
łożonych o d k ry w k ach o jednakow o n achylo nych pow ierzchniach ław ic. P odw ojenie m ak si
m ów na diagram ach m ogło w ynik nąć z p rze
m ieszczenia w płaszczyźnie poziomej dwóch bloków m ających te sam e sp ękan ia o k ie ru n kach reg ion alny ch o k ą t około 25°. A le m ożliw a je s t także inn a in te rp re ta c ja , a m ianow icie, że podw ojenie m aksim ów w iąże się z dw om a róż
nym i system am i spękań ścinających (rotacja osi elipsoidy defo rm acji w czasie). P o n ad to d ia
g ram y zaw ierają z pew nością niew ielkie, lecz tru d n e do uniknięcia błęd y w y nik ające z w y ruszen ia skałek, przypadkow ego doboru płasz
czyzn do pom iarów i błędów technicznych (odczyty, nanoszenie p u n k tó w na diag ram y itp.).
Z w ym ienionych powodów w strzy m ano się od dokładnej an alizy diagram ów , k tó ra po
w inna polegać na w yznaczeniu za ich pom ocą k ieru nk ów nacisków pow odujących pow stanie spękań.
W N IO SK I 1. Pogląd na p o w stanie pionow ych spękań ciosow ych w skałach kred ow y ch niecki śró d - sudeckiej w rezu ltacie saksońskich ruchów tekto n iczn ych jest tru d n y do udow odnienia, a pogląd na ich pow stanie w w y n iku fałd o w a
nia błędny.
2. W zbadanym obszarze ob serw uje się co n a jm n ie j dwa różne system y spękań ciosowych;
(a) sp ękania pierw o tne, p ro stop ad łe do pow ierz
chni ław ic, (b) spękania w tórne, zw iązane z lo
k a ln ą tek ton ik ą.
3. P ierw o tn e sp ękania ciosowe tw orzą system reg io naln y o podobnej orien tacji w całym zba
danym obszarze. N ie zależą one od lokalnej tektoniki, k tó ra spow odow ała lokalne spaczenia p o kryw y k redow ej, a na ich w y jaśn ien ie n a le ży szukać innych, ogólniejszych przyczyn.
4. Zjaw iska tek ton iczne o lokalnym zasięgu (uskoki, fleksury ) pow odują w zbogacenie ob ra
zów diagram ów w y rażające się pow iększaniem pól zajm ow anych przez pom iary, pojaw ianiem się now ych m aksim ów a także przem ieszcza
niem się m aksim ów spękań pierw otnych.
Pracownia Geologii Starych Struktur Zakładu Nauk Geologicznych PAN Wrocław, ul. Cybulskiego 30 Wrocław, w kwietniu 1966 r.
L I T E R A T U R A BILLINGS M. P., 1949: Structural Geology. New
York.
CLOOS H., 1936: Einfiihrung in die Geologie. Berlin.
CLOOS H., MARTIN H., 1932: Gang einer Falte. — Fortschr. Geol. u. Pal., Bd. XI, H. 33. Berlin.
DIMITRIJEVIC M., 1956: Jedna nova mreza ze izradu konturnih dijagrama. — Transactions of the Min. a. Geol. Fac. Beograd.
DZIEDZIC K., 1961: Tektonika kulmowej ostrogi Jabłowa (On the tectonics of the Culm flexure of Jabłów). — Acta Geol. Pol., vol. XI, nr 4.
Warszawa.
DŻUŁYŃSKI S., 1953: Tektonika południowej części Wyżyny Krakowskiej (Tectonics of the southern part of the Cracovian Upland). — Acta. Geol.
Pol., vol. Ill, nr 3. Warszawa.
HOEFER H., 1915: Schwundspalten. — Mitt. Geol.
Ges. Wien.
HOEPPENER R., 1953: Faltung und Kliiftung im Nordteil des Rheinischen Schiefergebirges. — Geol. Rundschau 41 Sonderb. Stuttgart.
JERZYKIEWICZ T., 1968: Sedymentacja górnych piaskowców ciosowych niecki śródsudeckiej (górna kreda) (Sedimentation of the youngest sandstones of the Intrasudetic Cretaceous Ba
sin). — Geologia Sudetica IV. Warszawa.
KOLBEL H., 1940: Uber eine Verformung von Kliiften bei der Schichtfaltung am Beispiel des Saltzgit- terer Sattels. — Geol. Rundschau 31 Sonderb.
Stuttgart.
LOTZE F., 1933: Zur Erklarung der tektonischen Klufte (in Dżułyński 1953).
[NOWIKOWA A. S.] 1951: HOBMKOBA A. C. — O TpeiUMHOBaTOCTM OCaflOHHbIX nopog BOCTOHHbIX HacTu PyccKon njiaTcjiopMbi. — Mbfl. AH CCCP,
cepiiH reoji. Ne 5.
PARKER J. M., 1942: Regional systematic jointing in slightly deformed sedimentary rocks. — Bull.
Geol. Soc. Am. vol. 53. Burlinghton.
[PERMIAKOW E. N.]1940: nEPMHKOB E. H. — TeKTOHHHecKan TpeiRMHOBaTOTb PyccKOii njiaT - cjiopMbi. — M. M3fl. Mock. Mhct. Ilp n p o flb i. MaT.
k. no3H. reoji. C T p . CCCP, b. 12/16. MocKBa.
PETRASCHECK W., 1934: Der bohmische Anteil der Mittelsudeten und sein Vorland. — Mitt. Geol.
Ges. Wien 55. Wien.
RADWAŃSKI S., 1959: Budowa geologiczna Obniżenia Dusznickiego i wschodniej części Gór Stołowych (The Geological Structure of the Duszniki Basin and the Eastern Part of the Stołowe Mountains
— Heuscheuergebirge — in the Sudeten). — Inst.
Geol. Biul. 146. Warszawa.
RODE K., 1932: Die Saxonische Tektonik in Schle- sien. — Z. deutsch. geol. Ges. 84. Berlin.
[SCHULTZ S. S.] 1964: HIYJIT3 C. C.— 06 iiayneimH njiaHeTapHoii TpeniMHOBaTocTu (To the study of planetary jointing). Inter. Geol. Con. XXII Ses.
Rapor. Sov. Geol. Prob. 4. Moscow.
SITTER de L. W„ 1956: Structural Geology. New York — London — Toronto.
[SZATSKI N. S.] 1945: HIATCKMtt H. C. — OnepKn TeKTOHMKH BOJITO-ypajIbCKOM HecjpTOHOCHOM o6jiacTM. — M. M3gaT. Mh c t. npupogw. MaT. k.
no3H. reoji. CTp. CCCP, b. 2/6. MocKBa.
REMARKS ON THE ORIGIN A N D ORIENTATION OF JOINTS
IN THE UPPER CRETACEOUS ROCKS OF THE INTRASUDETIC BASIN
S u m m a r y ABSTRACT: Results are presented of measurements of joints in the Youngest Cretaceous sandstones and underlying marls of the Intrasudetic basin. The joint orientation was presented on Schmidt stereographic projections and on rose diagrams. Two genetically different joint systems have been differentiated: (a) primary joints, which form a regional system of si
milar orientation in the whole investigated area, and (b) secondary joints, the orientation of which and fre
quency of occurrence depends on local tectonic causes.
In the author’s opinion the views concerning tecto
nic origin of joints perpendicular to the true bedding and showing constant orientation in the whole area of the Intrasudetic basin are difficult to elucidate. The attempts to explain it by fault- or fold tectonics are difficult to accept. No explanation of the primary joint is presented but, in the author’s opinion, it is older than the tectonic movements that have caused the deformation of the Cretaceous cover in the Intra
sudetic basin. Other cause should be looked for to elu
cidate this problem.
INTRODUCTION The p ap er p rese n ted h e re is a re su lt of in v e
stig atio ns th a t w ere c a rrie d out in th e In s ti
tu te of Geological Sciences of th e P olish A ca
dem y of Sciences d u rin g th e y ears 1963— 1966.
These w ere chiefly sedim entological o b serva
tions (Jerzykiew icz 1968) b u t as th e joint m easu rem en ts w ere essen tial in th e d e te rm i
n atio n of p rim a ry o rie n tatio n of cross-bedding th e re su lts obtain ed h ave been e lab o rated an d a re p re se n tly given in th is paper.
The aim of th is w o rk is an a tte m p t of re v i
sion of th e view s concerning th e tectonic origin of jo in ts w hich to g eth e r w ith alm ost horizo n
tal bedding in th e U p p er C retaceous rocks in
th e In tra su d e tic basin is decisive in th e m o r
phology of th e G óry Stołow e.
Som e G erm an geologists (Rode 1932, P e- trascheck 1933) claim ed th a t th e jo in t system s in th e U pper C retaceous of th e U pper C re ta ceous of th e In tra su d e tic basin w e re caused by th e S axonian orogeny.
In R ad w ansk i’s view (1959) one of jo in t sy stem s in th e U p per C retaceous of th e G óry Stołow e is due to folding. The re su lts of obser
vations p rese n ted below show th a t p ro b ably both the fa u lt tectonic and p rim a ry joints exist in th e C retaceous rocks of th e In tra su d e tic b a sin.
M ETH ODICA L REM ARKS The p ro ced u re of in v estig atio n of jo in t o rie n
tatio n w as th e following:
1. S election of p ro p er jo in t planes an d com pass m easu rem ents.
2. P re se n ta tio n of re su lts on diagram s.
3. In te rp re ta tio n of diagram s an d critics of th e resu lts obtained.
E x actly 2680 jo int m easu rem en ts tak e n in
sand sto n es and m arls a re p rese n ted on dia
gram s. The m easu rem en ts w ere grouped in re g a rd of k in d of rocks (sep arately for m arls a n d sandstones) a n d of locality i.e. m ea su re m en ts tak e n in cliffs of sim ilar or id en tical tec
tonic tilt of beds w ere g ro u p ed tog eth er. P a r ti
c u la r m ea su rem e n t groups (27 groups) a re p re
sen ted on se p ara te diagram s. N um ber of m easu rem en ts in groups is from 40 to 210, a p p ro x i
m ate ly abo ut 100. The m easu rem en ts w ere p re sen ted on S chm idt stereo g rap h ic projectio ns and on rose diagram s. C ontour lines on th e s te reog raphic p rojectio ns w ere co n stru c te d by m eans of a u x ilia ry D im itrijev ic n e t (1956).
IN TER PRETA TIO N OF DIAGRAM S S a n d s t o n e s
P re d o m in a n tly alm ost v e rtic a l join ts i.e. til
te d 80° to 90° a re to be observed in the sa n d stones. O blique jo in ts of tilt 50° to 70° a re less fre q u e n t w h at is c le a rly seen on q u a n tita tiv e diagram s (Fig. 2). M ajo rity of jo in ts a re p e r
pen d icu lar to bedding p lan es (see Cloos 1936, p. 219). This d ependence is clearly seen on d ia gram s. M axim a do not occur on p e rim ete rs because th e bedding p lanes in w hich th e m easu re m e n ts of join ts w ere ta k e n a re not horizon
ta l (th e ir tilts are p lo tte d on top of each d ia
gram ). It should be stressed h e re th a t th is cor
rela tio n is v e ry d istin ct an d sta tistic a l d a ta of in clin atio n of jo in ts planes can be w ith confi
dence used in ap ro x im ate d eterm in atio n of in clin atio n of cross-bedding. This is p a rtic u la rly im p o rta n t in th is case w hen th e fo reset beds a re observable only (see PI. II, 1).
In th e w hole area of th e G óry Stołow e the jo in t directions close to 130° a re d istin cly m a r
ked. O n diagram s th e y a re seen in shape of d istin ct m axim a an d only in diagram s 30 and 33 (see Fig. 2) th e y are less d istin ct an d on dia
g ram 34 — a re slig h tly shifted. H ence this d irectio n is of regional c h a ra c te r (I). M ajo rity of jo in ts and fra c tu re s w ere form ed along this d irectio n in the G óry Stołow e. The tre n d s of m orphological escarp m ents form ed in san dsto nes a re also controlled by it (see Fig. 1).
A d irection (II) ro u g h ly p e rp e n d icu la r to th e firs t one is fre q u e n tly observable (diagram s 9, 12, 13, 14a, 14b, 26) b u t also not seldom th e d iag ram im age is com plicated by ap p earance of o th e r m axim a. T hree m ax im a cu ttin g u n d e r th e ang le of ab o u t 60° (diagram s 8, 11, 15, 27, 31, 33, 34), or m ax im a cu t u n d e r sm aller angles
(diagram s 30 a n d 38) a re to be seen. It m ay be supposed th a t th e second direction (II) is in te r re la te d w ith th e first one (I). This system of fra c tu re s crossing a t angle 90° is observable th ro u g h o u t th e w hole area. D istu rb ances of th is im age on diag ram s caused by th e a p p e a ran ce of a th ird m ax im u m (on th e diagram 38 also of th e fo u rth one) or of local deviations from regional (I a n d II) directions can be ascribed to local tectonic phenom ena. It should be also p o in ted out th a t th e d istrib u tio n of m axim a on m an y diagram s (8, 11, 15, 27, 31, 33, 34) resem bles th e jo int orien tatio n w hich is form ed in deposits in re s u lt of sh rin k in g by losing w ater.
M a r l s
The regional jo in t directions know n from th e sandstones a re w e ll m ark e d in m arls as w ell (see Figs. 1 an d 3). It is also n o tew o rth y th a t m a jo rity of jo in ts is p e rp e n d icu la r to bedding planes reg ard less of th e rock tectonic angag e- m en t (tilt or h o rizon tal position) (see Fig. 3).
In th e case of m arls th e diagram s a re m ore com plicated th a n th ese of sandstones. The m ost com plicated diag ram s w ere obtained from th e m easu rem en ts ta k e n n e a r in fe rre d la rg e r d is
locations (see Fig. 3, diagram s 19, 20, 28, 29).
In th e dislocation zones v e ry sm all jo in ts occur w hich cause th e rocks to be sp litte d into fine debris th u s a p p earin g as tectonic breccias (PI. I, 2). The d ifferen ces in o rien tatio n of b e d ding planes of sandstones a n d m arls n e a r dislo
cations an d condensation an d dispersion of jo in t directions in m arls resu lts m ost p ro bably from th e differences in com petension of these rocks.
SAND STON ES AND LIM Y SA ND STON ES O F THE M ID D LE TURON IA N IN THE V ICIN ITY OF KRZESZÓW
Jo in ts o rie n tatio n in th e y o u n g est rocks of th e q u a d ra n t of d iagram s 1 and 2 dev iate fro m U pp er C retaceous cropping out in th e v icin ity th e regional d irection (I). T he la tte r being of K rzeszów shows g re a te r v a ria b ility th a n best m ark ed iit* th e diagram s from th e G óry th a t in its c o u n te rp arts in th e G óry Stołow e Stołow e. This is, how ever, caused by tectonic (Fig. 4). M axim a of directions seen in th e first tilt of beds. The com plications of diag ram im a-
ges p ro bab ly re s u lt fro m th e sum m ing up of th e p rim a ry jo in t w hich can be com pared w ith th e reg io nal directions know n from th e G óry Stołow e and of th e seco n d ary one connected w ith local tectonics th a t h ad led to th e fo rm a tio n of a local b rac h y a n tic lin a l s tru c tu re in th e C retaceous s tr a ta of th e v icin ity of K rzeszów (see Jerzy k iew icz 1968).
The described diag ram come from th e m iddle
p a rt of this s tru c tu re . In th e h o rizo n tally lying C enom anian sandstones cropping out several kilom etres so u th -east from th e ce n te r of th e K rzeszów b rach y sy nclin e v e rtica l jo in ts are observed w hich show d irections id en tic a l w ith those of reg io n al jo in t directions (I an d II) know n from th e G óry Stołow e (unpublished diagram s).
CONCLUSIONS 1. T he view of th e origin of jo in t system th a t
h a d b een form ed in th e U p per C retaceous of th e In tra su d e tic basin in re su lt of th e Saxonian orogeny is d ifficu lt to prove, an d th e view s e x p lain in g this by m ean s of folding tectonics a re erroneous.
2. A t least tw o d iffe re n t jo in t system s a re observ able in th e in v estig a ted area: a) p rim a ry joints, p e rp e n d icu la r to bedding planes and b) secondary joints, connected w ith local tec to nics.
3. T he p rim a ry joints form a regional system of sim ilar o rientation in th e w hole a rea u n d e r
investigation. T hey a re in d ep en d en t of the local tectonics, w hich had caused local de
fo rm ations of th e U pper C retaceous sedim en ta r y cover. In o rd er to exp lain th e origin of th e p rim a ry jo in ts w e should try to find o th er causes.
4. Local tectonic p henom ena cause a diffe- re n ta tio n of d iag ram im ages, w hich m anifest itse lf by ex pansion of areas occupied by m ea
su rem en ts, a p p earan ce of new m ax im a and also by sh iftin g of m axim a of p rim a ry joints.
Laboratory of Old Structures
Institute of Geological Sciences of the Polish Academy of Sciences
Wroclaw, April 1966
1. Szczelina utworzona wzdłuż powierzchni ciosowej w górnych piaskowcach cio
sowych na Szczelińcu Wielkim, tzw. „Wąwóz Piekiełko”.
A fissure formed along the joint plane in the youngest sandstones in the Szczeliniec Wielki the so called „Piekiełko” ravine.
2. Spękania w marglach środkowego turonu w pobliżu dyslokacji po południowo- -zachodniej stronie głównego grzbietu Gór Stołowych w okolicy Łężna. Oprócz ciosu prostopadłego i skośnego do uławicenia widoczne są drobne spękania nada
jące skale charakter brekcji tektonicznej.
Joints in the Middle Turonian marls near dislocation on south-western side of the main range of the Góry Stołowe near Łężno. Despite vertical and oblique joints also minute fractures are visible which give the rock a tectonic breccia like appearance.
<N
O
O
Tomasz JERZYKIEWICZ — Uwagi o orientacji i genezie ciosu w skalach górnokredowych niecki śródsu- deckiej
1. Powierzchnie spękań ciosowych w górnych piaskowcach ciosowych. Fragment ściany nieczynnego kamieniołomu po południowej stronie głównego grzbietu Gór Stołowych w okolicach Łężna. Widoczny jest kąt utworzony przez powierz
chnie ciosu z powierzchnią u.ławicenia (u) i skośnym warstwowaniem wielkiej skali (cb).
Joint planes in the youngest sandstones. Fragment of a wall in an aban
doned quarry on the southern side of the main range of the Góry Stołowe in the vicinity of Łężno. The angle between joint plane and bedding (u) and large scale cross-bedding (cb) is visible.
2. Powierzchnie spękań ciosowych w marglach środkowego turonu. Kamieniołom w Szczytnej Śląskiej. Uławicenie poziome.
Joint planes in the Middle Turonian marls. Quarry at Szczytna Śląska. Hori
zontal bedding.
Fot. 1
Fot. 2
Tomasz JERZYKIEWICZ — Uwagi o orientacji i genezie ciosu w skałach górnokredowych niecki śródsu- deckiej
X cc i
£ £ 2
o W “
s g «8
° w i g - g s * 5 ® «■o
> ,H s: n
^ H -P M
O o M <H NQ>
S'° °iS a ' 'S's o £ B >, 3
>» C +2
c ^ o c .s> 'o g 'O ^ CO u mK-, r/ł co *> U1 mS X
> £ £
■a'° ° £
^ ° l - s fe a> S - ti S h ” fi
£ .2 N -£ “U W (U QJ
sfi S °
O £ o 3 2 3 W
.2 c 2 >,
£ 2' a s .g o 3 ° M 3
tor W) fi .+_>
<U £ o
*Q ^ +* .S o o-*
5> T3 -fi CO
‘O O ’O-H
M u fi fi - .s
^ vi o m Ocd
■“ Si'S a g a
| S S
