MECHANIZM I DEFORMACJE W SKAŁACH, SUBDUKCJA I KARPATY

Mateusz Moskalik

  1. MECHANIZM DEFORMACJI
  2. DEFORMACJE CIĄGŁE
  3. DEFORMACJE NIECIĄGŁE
  4. SUBDUKCJA
  5. KARPATY
  6. LITERATURA

1.a Nauki o strukturach w skałach

Skala wielkościWielkość strukturNauka
MegaCała ziemia, kontynentyGeotektonika
Makro i MezoSzereg odsłonięć, pojedyncze odsłonięcieGeologia strukturalna
MikroMikrostrukturyPetrotektonika

1.b Naprężenia

Układ naprężeń - układ osi głównych - s1>s2>s3

Naprężenia można podzielić na:

Kompresja. Fałdy Kompresja. Uskoki normalne Tensja. Uskoki tensyjne

1.c Krzywa odkształcenia

Krzywa odkształcenia

  1. Granica proporcjonalności - do tej granicy odkształcenia są proporcjonalne do przyrostów naprężeń. Odkształcenia podlegają prawu Hooke'a:

    e=s/E (E - moduł Younga, e - odkształcenie, s - naprężenie)

  2. Granica sprężystości - do granicy proporcjonalności następuje niewielko odcinek nieliniowy. Jednak po usunięciu obciążenia mamy powrót do poprzedniej długości.

  3. Granica plastyczności - po przekroczeniu wartości krytycznej naprężenia następuje przemieszczenie nieodwracalne. Ciało staje się plastyczne.

    e=ksn (k,n parametry doświadczalne)

  4. Wzmocnienie - wzmocnienie materiału w wyniku plastycznego płynięcia.

  5. Wytrzymałość doraźna (Wytrzymałość na ściskanie jest 10-100 razy większa niż na rozciąganie)

  6. Osłabienie - spadek krzywej poprzedzający zniszczenie.

  7. Zniszczenie

ZACHOWANIE SKAŁ

Kruche Półkruche Podatne

KRUCHE - przewaga odcinka sprężystego. Po nim bezpośrednio osłabienie i zniszczenie lub od razu zniszczenie.

PÓŁKRUCHE - po odcinku sprężystym deformacje następują bez zmiany naprężeń.

Oba typy deformacji charakteryzuje brak etapu wzmocnienia

PODATNE - brak etapu osłabienia.

Istnieje także podział na skały kompetentne i niekompetentne. Skały kompetentne tworzą główne struktury fałdów.

Rola ciśnienia litostatycznego - zmienne cisnienie litostatyczne

1.d Rola ciśnienia otaczającego (litostatyczne)

Przy wzroście ciśnienia otaczającego następuje:

Rola temperatury

1.e Rola temperatury

Przy wzroście temperatury następuje:

Widać szeroki przedział warunków dla których skała jest krucha przy ekstensji a podatna przy kompresji.

1.f Rola płynów porowych

ODDZIAŁYWANIE CHEMICZNE

ODDZIAŁYWANIE KRYSTALOCHEMICZNE

Rola ciśnienia płynów porowych - stałe ciśnienie litostatyczne, zmienne ciśnienie porowe

ODDZIAŁYWANIE FIZYCZNE

Woda przejmuje część naprężeń o wartość równą jej ciśnieniu. Stosunek ciśnienia porowego do ciśnienia litostatycznego:

l=p/slit

gdy l zbliża się do 1 to wzrasta kruchość zachowania się skał, łatwiej powstają spękania ekstensyjne (szczelin itp.)

PŁYNY POROWE O WYSOKIM CIŚNIENIU:

1.g Rola czynnika czasu

Krzywa pełzania Pełzanie - powolne płynięcie materiału w czasie przy stałym naprężeniu. Odkształcenia pełzania zależą od czasu i temperatury, oraz parametru jakim jest naprężenie.

Przy założeniu stałości temperatury T=const. => e=f(t,s)

Najpierw pojawia się natychmiastowe odkształcenie wynikające z przyłożonego naprężenia. Opisywane jest prawem Hooke’a.

I stadium pełzania - zmienna prędkość odkształceń. Na początku próby charakteryzuje się dużymi wartościami prędkości na początku próby, która pod koniec próby zwalniają i stopniowo się ustala.

II stadium pełzania - stała prędkość odkształceń.

III stadium pełzania - wzrasta prędkość pełzania => wzrasta osłabienie materiału => dochodzi do zniszczenia. Zniszczenie tłumaczy się powstawaniem mikroporów które rozwijają się w czasie.

LEPKOSPRĘŻYSTOŚĆ LINNIOWA

Ciało które łączy w sobie cechy sprężyste i lepkie, nazywamy ciałem lepkosprężystym. Gdy obie cechy są liniowe to mamy ciało liniowolepkosprężyste.

Ciało Hooke'a -> s=Ee

Ciecz Newtona -> s=h(de/dt) (s - naprężenie, e - odkształcenie)

E i h mogą być interpretowane jak moduł Younga i współczynnik lepkości.

Model Maxwella : e=eH+eN - całkowite odkształcenie

Przy takich założeniach mamy równanie w postaci:

de/dt=(ds/dt)/E +s/h (1)

t=0, s=s0 => e(t)=s0/E+ts0/h (2)

Model Kelvina-Voigta : s=sH+sN - całkowite naprężenie

Przy takich założeniach mamy równanie w postaci:

s=Ee+h(de/dt) (3)

t=0, s=s0 => e(t)=(s0/E)[1-exp(-tE/h)] (4)

Rozwiązanie opisuje krzywą wypukłą w czasie. Dąży ona asymptotycznie do wartości s0/E. Krzywą nawrotu lepkosprężystego otrzymamy z superpozycji rozwiązania (4) i odkształcenia od zastosowanego naprężenia -s0 niezależnego od czasu przyłożonego w chwili t=t1.

er(t)=(s0/E)exp(-tE/h)[exp(-t1E/h)-1] dla t>t1 (5)

Model standardowy (trójparametrowy) : e=e1+e2 gdzie e1=s/E, s=E1e2+h(de2/dt)

Jest to połączenie modelu Hooke’a i Kelwina-Voigta. Rozwiązanie jest postaci:

t=0, s=s0 => e(t)=s0[(E+E1)/EE1-(1/E1)exp(-tE1/h) (6)

Oraz krzywą nawrotu lepkosprężystego:

er(t)=s0/E[exp(t1E1/h-1)]exp(-tE1/h) dla t>t1 (7)

Model Bürgersa (czteroparametrowy) e=e1+e2+e3 gdzie e1=s/E1, s=h1de2/dt, de3/dt+e3E2/h2=s/h2

Jest to połączenie modelu Maxwella i Kelvina-Voigta. Rozwiązanie jest superpozycją rozwiązania dla tych modeli.

t=0, s=s0 => e(t)=s0/E1+ts0/h1+(s0/E2)[1-exp(-tE2/h2)] (8)

Krzywa nawrotu lepkosprężystego:

er(t)=s0{t1/h1+1/E2[exp(E2t1/h2)-1]exp(-E2t/h2)} dla t>t1 (9)

LEPKOPLASTYCZNOŚĆ

W lepkoplastyczności opisuje się procesy deformacyjne takich materiałów w których obok odkształceń lepkosprężystych występują nieodwracalne odkształcenia plastyczne.

1.h Stany napięć w trójosiowym układzie sił

SPĘKANIA KOMPRESYJNE - wszystkie naprężenia dodatnie

Powstawanie uskoków odwróconych Powstawanie uskoków normalnych Powstawanie uskoków przesówczych

Uskok odwrócony Uskok normalny Uskok przesówczy

SPĘKANIA TENSYJNE - ściskanie wzdłuż dwóch osi przy rozciąganiu lub braku oddziaływania wzdłuż trzeciej

Powstawanie spękań tensyjnych Spękania tensyjne

KOMPLEMENTARNE POWIERZCHNIE ŚCIĘĆ

Powstawanie ścięć komplementarnych Naprężenia ścinające i ściskające w dwuosiowym układzie sił:

t=0.5(s1-s3)sin(2a) (1)

sn=0.5(s1+s3)+0.5(s1-s3)cos(2a) (2), gdzie a - kąt między kierunkiem działania s1 a kierunkiem ścięcia

Z powyższych wzorów wynika, że kąt między spękaniami powinien wynosić 90o. W rzeczywistości w skale występuje tarcie przeciwstawiające się powstaniu powierzchni poślizgu. Tarcie wewnętrzne jest tym mniejsze, im mniejsza jest wartość sn, która maleje im bardziej powierzchnia ścinania zbliża się do s1s2. Natomiast w takim przypadku maleje t powodujące ścinanie. Ścięcie rozwija się więc gdzieś między płaszczyzną największego ścinania i płaszczyzną s1s2. Kąt tarcia wewnętrznego mówi nam o odchyleniu podwójnego kąta ścinania od kąta prostego. Najczęściej występujący kąt ścinania to 30o. Wartość tego kąta zależy od własności danej skały. Problem pojawia się w skałach wykazujących anizotropie na działanie sił mechanicznych.

Diagram Mohra 1.i Diagramy Mohra (1882r.)

O wartości naprężenia ścinającego decyduje różnica wartości największego i najmniejszego naprężenia (naprężenie dewiatorowe). Wynika z tego, że możliwość powstawania uskoków wcale nie jest większa na większych głębokościach, gdzie panują większe naprężenia ale stan naprężeń często zbliża się do hydrostatycznego. Z diagramu widać, że dla a=0o lub 90o mamy naprężenia ścinające równe zero, a największą wartość naprężenia ścinającego dla kąta 45o.

1.j Teoria Coulomba-Mohra

Uogólniona krzywa zniszczenia Warunek poślizgu t=snm , gdzie m jest współczynnikiem tarcia wewnętrznego. Jest on połączony z kątem tarcia wewnętrznego wzorem m=tg(f) (f- kąt tarcia wewnętrznego). Łącząc z warunkiem poślizgu mamy wzór Mohra:

t=sntg(f)

Im większe są bezwzględne wartości naprężeń tym większej trzeba różnicy między nimi aby doszło do zniszczenia (na znacznych głębokościach gdzie stan naprężeń jest wysoki z powodu samego ciśnienia nadkładu, do utworzenia uskoków potrzeba znacznie bardziej zróżnicowanych sił tektonicznych niż w strefach płytkich). Gdybyśmy mieli małe naprężenia to już znikoma ich różnica mogłaby doprowadzić do zniszczenia. Jest to prawdziwe dla skał luźnych. W przypadku skały zwięzłej potrzebna jest pewna minimalna wartość działających naprężeń głównych. Występuje tzw.kohezja (c). Mamy wtedy równanie Coulomba:

t=c+sntg(f)

W rzeczywistości obwiednie Mohra odbiegają od pokazanego wzoru. Linie zniszczenia w ogólności nie będą prostymi. Po dodatniej stronie naprężeń (kompresyjne) dla wielu zagadnień można stosować przybliżenie prostoliniowe.

1.k Teoria Griffitha (1921r.)

Elementarna szczelinka Griffitha W każdym materiale sprężystym są rozsiane mikroskopijne szczelinki (szczelinki Griffitha). One kontrolują proces zniszczenia. W skałach są to drobne pory, styki międzyziarniste, dyslokacje krystalograficzne. Taką szczelinę przybliżamy wydłużoną elipsą. W doświadczeniach obserwuje się rozwój spękania wzdłuż dużej półosi elipsy. Na ostrych końcach występuje strefa spiętrzenia naprężeń.

sT- naprężenia rozciągające działające na obu końcach elipsy.

Można się domyśleć, że smax=f(sT,d,r). Zależność taką opisuje równanie Griffitha:

smax=2sT(d/r)1/2

Widać, że dla r->0, smax staje się nieskączenie duże. Mamy do czynienia z samoczynnym rozwojem szczelinki. Stan naprężeń gwarantujący rozwój szczelinki opisany jest wzorem:

(s1-s3)2+8R(s1+s3)=0, gdzie R- parametr opisujący wytrzymałość danego materiału. Korzystając z tego równania można opisać przebieg krzywej zniszczenia po tensyjnej stronie diagramu. Przebieg ten będzie opisany równaniem:

t+4Rs-4R2=0.

Powstawanie zniszczeń 1.l Przyczyny powstawania zniszczeń

Do zniszczenia może dojść przez zwiększenie s1, zmniejszenie s3, zmniejszenie obu o tę sama wartość.

2.a Elementy fałdu

Elementy fałdu

Oś fałdu może ulegać undulacji. Tworzą się undulacje i depresje.

2.b Klasyfikacja fałdów

KLASYFIKACJA GEOMETRYCZNO-KINEMATYCZNA - uwzględnia położenia skrzydeł względem powierzchni osiowej. Informuje o stopniu udziału sił ścinających w procesie powstawania fałdów.

Fałd stojący Fałd pochylony Fałd obalony Fałd leżący Fałd przewalony

Niezależne mamy jeszcze inne formy opisowe:

KLASYFIKACJA GEOMETRYCZNO-MORFOLOGICZNA - charakter opisowy. Podział ze względu na:

KLASYFIKACJA GEOMETRYCZNO-STRUKTURALANA - uwzględnia stosunek wzajemny ławic (ich krzywiznę i miąższość). Ma istotne znaczenie w określaniu mechanizmu fałdowania.

Fałdy koncentryczne Fałdy symilarne Fałdy dysharmonijne

2.c Mechanizmy fałdowania

Schematyczne fałdy powstałe ze zginania FAŁDOWANIE ZE ZGINANIA Formy powstałe zależą od stanu naprężenia i własności skał. Oddziaływanie czystosprężyste daje nikłą wartość odkształcenia (max. kilka procent). Jest to dobre założenie dla fałdów bardzo szerokopromiennych. Odkształcenia sprężysto-lepkie daje niewielkie wartości odkształcenia w stosunku do płynięcia plastycznego. Znaczniejsze przemieszczenie materiału skalnego w obrębie ławic jest niemożliwe. Wynika z tego, że typowymi strukturami w takim przypadku są: fałdki koncentryczne (zróżnicowana litologia i udział ławic grubych) oraz fałdki symilarne w których zmiana miąższości odnosi się do przegubów (kompleksy litologicznie monotonne i gęsto uławicone).

Elementy towarzyszące:

  1. Odspojenia przegubowe wypełnione często przez żyły siodłowe
  2. Spękania przegubowe - w zginanym fałdzie tworzą się trzy strefy: rozciągania, neutralna, ściskania
    • przełamanie fałdu (powstanie np. nasunięcie)
    • sieci spękań (cios)
    • sieć uskoków (spękania radialne, uskoki i rowy epiantyklinalne w grzbiet antykliny, uskoki zrzutowo-przesuwcze w jądrze synkliny)
  3. Posuw fałdowy (ścinanie proste)
    • fałdki ciągnione - powstają w wyniku posuwu międzyławicowego w skałach bardziej podatnych
    • kliważ spękaniowy - powstaje zwykle w skałach osadowych w warstwach bardziej podatnych (kruche by się całkowicie rozwaliły). Jest to rozwinięcie seryjne jednego spośród dwóch zespołów spękań.
    • gufraż (zmarszczkowanie tektoniczne)
  4. Inne struktury
    • fałdki kolankowe - dokładnie nieznany jest sposób ich powstawania. Traktuje się je jako zaczątek ścinania, w płaszczyznach ukośnych względem gęstych anizotropii (sedymentacyjnych lub metamorficznych) pod działaniem ściskania równoległego (lub prawie równoległego) do tych powierzchni i pod znacznym ciśnieniem otaczającym (takie ciśnienie utrudnia ogólny posów fałdów). Geometria tych struktór niestosuje się do żadnych innych.
    • fałdki pasożytnicze (parazytyczne) - powstają w sfałdowanych kompleksach o znacznych różnicach podatności. Obejmują mniej podatne ławice od ławic sąsiednich. W pierwszym etapie skały takie nieulegają skróceniu tylko drobnym zafałdowanią.
    • budinaż - powstaje w podobny sposób jak fałdki parazytyczne przy odpowiednim rozkładzie naprężeń (naprężenie prostopadle do uławicenia)
Spękania przegubowe Fałdki ciągnione Fałdki pasożytnicze i budinaż

FAŁDY ZE ŚCINANIA - powstanie polega na tym, że przemieszczenia mas skalnych dokonują się wzdłuż gęstych powierzchni nieciągłości przecinających uławicenie i mniej więcej równoległych do powierzchni osiowych fałdu. Typowe formy:

FAŁDY Z PŁYNIĘCIA - powstanie ich definiuje płynięcie lepkoplastyczne. Powstanie takich fałdów uwarunkowane jest odpowiednimi czynnikami reologicznymi: Typowe formy:

Fałdy z płynięcia tworzą głównie skały metamorficzne i i osadowe (upłynnienie słabo skonsolidowanych osadów). Skały magmowe ze względu na brak uławicenia nie tworzą żadnych fałdów.

2.d Przyczyny fałdowania

PROSTE ŚCISKANIE - synonim ściskania poziomego. Z teoretycznych rozważań dla ciał lepkosprężystych wynika, że powstaje jedna synklina lub antyklina. Aby tak nie było potrzebny jest duży nadkład. Kolejne etapy:

Takie same są zasady dla ściskania z jednej strony.

PARA SIŁ W PŁASZCZYŹNIE PIONOWJ - ich powstanie wiąże się z ruchem płaskich elementów strukturalnych wzajemnie po sobie (np.: odkute warstwy litosfery, płaszczowiny, nasunięcia).

PARA SIŁ W PŁASZCZYŹNIE POZIOMEJ - wzajemne przemieszczenia przesuwcze elementów skorupy. Towarzyszy to zwykle uskokom przesuwczym albo w wyniku wzajemnego mimośrodowego ściskania poziomego. W wyniku takich procesów powstają całe górotwory (np.: roponośne brachyantykliny w okolicy Los Angeles powstałe ze skał leżących nad uskokiem przesuwczym).

RUCHY PIONOWE - zginanie poprzeczne poziomo leżących warstw pod wpływem lokalnej siły poprzecznej skierowanej ku górze. Towarzyszy z reguły uskokom, diapirom solnym, zapadaniu się pustek. To jest jedyna metoda w wyniku której mogą powstać pojedyncze struktury. Powstają: fałdy oblekające, fleksura, fałdy międzyuskokowe (związane z rowami i zrębami tektonicznymi), fałdy naduskokowe. Taka przyczyna fałdowania tłumaczy powstawanie fałdów powstałych wewnątrz wielkich platform.

INNE PRZYCZYNY

3.a Spękania Riedlowskie (1929r.)

Spękania Riedlowskie

Ścinanie proste - przeciwstawne działanie sił w tej samej płaszczyźnie. Pojawiają się dwa spękania:

Często wytwarzają się tylko wysokokątowe gdyż naprężenia ścinające wytwarzające niskokątowe uległy rozładowaniu na naturalnych powierzchniach nieciągłości (np.:uławicenie). Powstają wtedy gęste spękania (kliważ).

3.b Spękania ciosowe - Spękania występują na ogół seryjnie i jeżeli wykazują na znacznym obszarze pewne uporządkowanie to nazywamy je ciosem. Mówiąc o spękaniach używamy terminu zespół na określenie szeregu równoległych do siebie spękań i system, jeśli mamy do czynienia z co najmniej dwoma zespołami. Cechą charakterystyczną jest brak przesunięcia po powierzchniach ciosowych. Cios przecina albo pojedyncze warstwy albo całe pakiety.

GENEZA SPĘKAŃ CIOSOWYCH

Cios słupowy Cios słupowy

3.c.a Uskoki - kryteria rozpoznawania

STRUKTURALNO-KARTOGRAFICZNE

MEZOSTRUKTURALNE PETROGRAFICZNO-MINERALOGICZNE FIZJOGRAFICZNE TELEDETEKCYJNE GEOFIZYCZNE GEOCHEMICZNE - koncentracja pierwiastków wzdłuż uskokowych dróg krążenia wód
Różnice w budowie morfologicznej terenu Przerwanie ciągłości struktór powierzchniowych przez uskoki przesówcze Anomalne kontakty geologiczne Spękania Riedlowskie Spękania opierzające Lustro tektoniczne Rysy i zadziory tektoniczne Rysy tektoniczne Skały uskokowe - brekcja Mineralizacja w strefie uskokowej

3.c.b Uskoki pierwotne i wtórne

USKOKI PIERWOTNE - rozszczepienie ośrodka ciągłego. Wyruznia się dwa podstawowe typy uskoków - kruche i podatne. Uskoki pierwotne to typowe uskoki zrzutowe i przesówcze.

USKOKI WTÓRNE - poślizg wzdłuż istniejących nieciągłości. Są to uskoki odmłodzone, zrzutowo-przesówcze, schodkowe.

Uskoki pierwotne Uskok schodkowy

3.c.c Uskoki typu kruchego i podatnego

USKOKI TYPU KRUCHEGO

USKOKI TYPU PODATNEGO

3.c.d Uskoki Normalne

Zwykle ich nachylenie to około 60o-70o. Powstają:

Uskok normalny Uskoki normalne - model. Widać rozwinięte spękania komplementarne Uskoki listryczne Strefa rozrostu symetryczna Strefa rozrostu jednostronna

3.c.e Uskoki odwrócone

Najczęściej spotykane upady 20o-30o. Powstają w warunkach:

Uskok odwrucony Uskok odwrucony Strefa subdukcji

3.c.f Uskoki przesuwcze

s2 pionowa, stąd powstają raczej na większej głębokości niż odwrócone. Główne warunki powstawania:

Uskok przesuwczy Zapadliska międzyprzesuwcze Stefy ściskania i rozciągania Dupleks i struktury kwiatowe pozytywne Dupleks i struktury kwiatowe negatywne

3.d Nasunięcia i płaszczowiny

Powstają w wyniku dalszego rozwoju uskoków odwróconych lub odkucia w fałach obalonych.

Nasunięcie skał wieku karbońskiego na skały wieku późnokredowego Himalaje - powstanie Himalaje - schematyczna budowa płaszczowinowa

4.a Współczesne granice płyt tektonicznych - subdukcja

Typy granic między płytami

GRANICE PŁYT:

Łączna długość współczesnych stref subdukcji to około 42000km, z czego 32000km to otoczenie Pacyfiku. Możliwe jest subdukcja typu:
Blokdiagramy obserwowanych stref subdukcji

4.b Łuk wyspowy i kontynentalny

Łuki skierowane są wypukłością w stronę strefy subdukowanej. Wynika to z sferyczności Ziemi i z tego, że subdukcja odbywa się pod mniejszym kątem niż 90o. GŁÓWNE ELEMENTY:

Łuk wyspowy Łuk kontynentalny

4.c Obszary przedłukowe - pryzma akreacyjna

Obszary przedłukowe

PRYZMA AKREACYJNA - zawiera w sobie zdeformowane osady dna i rowu oceanicznego zgarnięte z płyty dolnej i spiętrzone przed czołem płyty górnej w postaci zespołu złuskowanych fałdów nachylonych w stronę rowu. Często są w niej łuski skorupy oceanicznej odkłute od płyty dolnej (sekwencje ofiolitowe). W głębszych poziomach osady te mogą ulec metamorfizmowi wysokociśnieniwemu.

OSADY BASENU PRZEDŁUKOWEGO - materiał pochodzenia z masywu łuku i pryzmy. Wchodzą w jego skład osady delt i stożków podmorskich, turbidyty. Znaczny udział materiału wulkanicznego. Dwa typy basenów: rezydualny (osady głębokomorskie), złożony (płytkomorskie). Idealny profil:

EROZJA KRAWĘDZI PŁYTY GÓRNEJ - silne tarcie obu płyt, mechaniczna abrazja dolnej części płyty górnej przez nierówności płyty dolnej.

Rozwój pryzmy akreacyjnej i basenu przedłukowego Akreacja osadów a erozja tektoniczna

4.d Typy subdukcji

MARIAŃSKA - wyłącznie śródoceaniczny. Strome nachylenie płata tonącego (skorupa stara -> ciężka). Na wygięciu płyty dolnej naprężenia tensyjne. Rów oceaniczny głęboki, łuk wulkaniczny blisko rowu. Osady z płyty dolnej są przeważnie pochłaniane wraz z płytą -> brak pryzmy akreacyjnej. Płyta górna to również płyta oceaniczna. Rozwijają się baseny marginalne.

CHILIJSKI - na krawędzi kontynentu. Łagodne nachylenie płata tonącego (skorupa młoda -> lżejsza). Pojawia się grzbiet zewnętrzny. Rów oceaniczny płytki, łuk wulkaniczny odległy (nawet do 400km). Strefa wulkaniczna szeroka i rozproszona. Może się wogóle nie pojawić. Erozja i sedymentacja znaczna. Baseny przedłukowe dobrze rozwinięte.

Typ mariański Typ chilijski

4.e Kolizje płyty i typy orogenów

ETAPY ROZWOJU ORGENÓW W STREFIE SUBDUKCJI:

Po zakączeniu fazy rozszerzania powstaje strefa subdukcji. Gdy tworzy się ona w pewnym oddaleniu od kontynentu to mamy typ 1a i powstaje łuk wyspowy. Gdy bezpośredni u podnóża kontynentu to typ 1b - kordylierowy. Geneza powstania orogenu tego typu jest głównie termiczna. Oba te typy powstały w wyniku subdukcji płyty oceanicznej pod kontynentalną. Taka subdukcja może się zakończyć kolizją z łukiem wyspowym. Mamy wtedy do czynienia z orogenem kolizyjnym typu 2a. Przy kolizji kontynentu z innym kontynentem powstaje orogen kolizyjny typu 2b.

EWOLUCJA OROGENU TYPU 1b

Pasywna granica płyt Przerwanie strefy przejściowej; rozwój pryzmy akreacyjnej Wypiętrzenie płyty kontynentalnej w wyniku procesów magmowych zachodzących pod nią; rozwija się flisz na zboczach powstającego orogenu Dalszy rozwój procesów magmowych; tworzy się mobilne jądro magmowe Powierzchniowe procesy wulkaniczne; ciągle tworzy się flisz a po stronie przeciwoceanicznej molasa

OROGEN TYPU 2a

Subdukcja płyty oceanicznej podłuk wyspowy (etapy podobne jak w 1a) Kolizja z płytą kontynentalną Dalszy wzajemny ruch powoduje deformacje osadów morskich i przybrzeżnych (flisz) pomiędzy łukiem wyspowym i płytą kontynentalną oraz... ostatecznie dochodzi do zainicjowania nowej subdukcji typu 1a Objaśnienia

OROGEN TYPU 2b

Pasywna i aktywna granica płyt 9po aktywnej rozwuj orogenu typu 1a) Zawężenie basenu oceanicznego; w wyniku procesów fałdowych tworzą się łuski ze skorupy oceanicznej tworzące puźniej ofiolity Kolizja dwuch kontynentów W wyniku dalszego ściskania wytwarza się obszar płytkich trzęsień ziemi; oderwanie resztkowej skorupy oceanicznej, jej pogrążenie i rozpuszczenie Objaśnienia

Oprócz tych głównych typów jest możliwe jeszcze wiele pośrednich, ich kombinacji oraz niepełnych procesów.

5.a Karpaty i inne orogeny alpejskie

W wyniku wbicia się jednej płyty kontynentalnej w drugą powstaje specyficzna forma orogenu. Następuje wygięcie orogenu i rozsuwanie na boki bloków skorupy po obu stronach klina - tektonika ucieczki. Właśnie taka formę stanowią orogeny typu alpejskiego w części europejskiej.

Tektonika ucieczki a orogeny alpejskie

5.b Powstanie Karpat

Baseny karpackie w apcie-albie (K.Birkenmajer 1986) W powstaniu Karpat wzięły udział dwa główne czynniki. Pierwszym z nich było tworzenie się orogenów alpejskich w procesie tektoniki ucieczki co nadało kształt łuku karpackiego. Drugim zamykanie basenów morskich w północnej części co miało wpływ na wytworzenie części zewnętrznych Karpat (Karpaty Zewnętrzne i część Wewnętrznych). K.Birkenmajer zaproponował model z trzema strefami subdukcji nachylonymi ku południowi. Dodatkowym czynnikiem był prawoskrętna rotacja bloku panońskiego która spowodowała wędrówkę fali deformacji wzdłuż łuku karpackiego z zachodu na wschód. Uwidoczniło to się w wiekowych rozdziałach Karpat zewnętrznych. Badania geofizyczne wykazały, że Karpaty Wewnętrzne i Zewnętrzne należą do dwóch różnych bloków skorupy o różnej budowie i różnych własnościach fizycznych. Blok Karpat Wewnętrznych o grubości skorupy około 35km jest od bloku Karpat Zewnętrznych , którego grubość wynosi około 45km oddzielony dużym rozłamem wgłębnym. Rozłam ten znajduje się pod Pienińskim Pasem Skałkowym. Odtworzenie paleografii basenu sedymentacyjnego Karpat jest bardzo trudne ze względu na procesy tektoniczne które spowodowały odkucie skał osadowych od podłoża i przesunięcie ich na znaczną odległość ku północy. Wielkość sumaryczna nasunięcia w Karpatach wynosi kilkaset kilometrów. Sugeruje się, że zbiornik sedymentacyjny graniczył w mezozoiku na północy z wałem obszaru środkowoeuropejskiego, gdzie odbywała się sedymentacja typu epikontynentalnego. W rozległym zbiorniku mezozoicznym występował szereg głębokich basenów sedymentacyjnych i rozdzielających je podmorskich grzbietów gdzie panowały warunki płytkowodne.

5.c Budowa tektoniczna

Podział Karpat

PODZIAŁ KARPAT (RYSUNEK UPROSZCZONY) - OBJAŚNIENIA

  1. pasmo skałkowe
  2. Karpaty zewnętrzne, fliszowe
  3. Sfałdowane osady neogeńskie zapadliska przedkarpackiego
  4. Skały krystaliczne Karpat wewnętrznych i międzygórza węgierskiego
  5. skały osadowe Karpat wewnętrznych i międzygórza węgierskiego
  6. skały krystaliczne Marmaroszy
  7. skały krystaliczne i osadowe południowych Karpat
  8. osady neogeńskie zapadlisk wewnątrzkarpackich
  9. platforma paleozoiczna i prekambryjska przedgórza Karpat
  10. trzeciorzędowe wulkanity Karpat wewnętrznych
  11. kierunek nasunięć płaszczowin karpackich

Karpaty w świetle tektoniki kier

KARPATY W ŚWIETLE TEKTONIKI KIER (Neya-1975, Birkenmajer-1985) - OBJAŚNIENIA

    Karpaty wewnętrzne

  1. skały krystaliczne
  2. skały osadowe Tatr:
    • K - nasunięcie jednostki kriżniańskiej
    • Ch - nasunięcie jednostki choczańskiej
  3. flisz Karpat wewnętrznych; pieniński pas skałkowy
  4. skały osadowe
  5. skały wulkaniczne

    Karpaty zewnętrzne

  6. flisz Karpat zewnętrznych; płaszczowiny:
    • M - magurska
    • pM - przedmagurska
    • Ś - śląska
    • pŚ - podśląska
    • Sk - skolska
    • St - stebnicka

    Zapadlisko przedkarpackie

  7. miocen, częściowo sfałdowany przed czołem Karpat
  8. skały podłoża miocenu: kreda, jura, trias, perm oraz kambryjskie skały metamorficzne

    Inne objaśnienia

  9. ważniejsze uskoki
    • a-a - podtatrzański
    • b-b - perykarpacki
  10. powierzchnie nasunięć skał osadowych
  11. rozłamy wgłębne
  12. powierzchnia Moho
  13. nasunięcie skał krystalicznych Tatr na skały osadowe (c-c)
E-E - rozłam oddzielający płytę Karpat wewnętrznych i płytę Europy Środkowej

Karpaty ciągną się od Wiednia do Żelaznej Bramy nad Dunajcem. Z jednej strony łączy się z Alpami z drugiej przechodzi w pasmo Bałkanu. Dwa etapy fałdowań:

  1. Po apcie a przed albem (przed - paleogeńskie)
  2. Między eocenem a późnym miocenem (środkowotrzeciorzędowe)
Ruchy przedpaleogeńskie dotknęły przede wszystkim południowe, bardziej wewnętrzne części wytwarzając płaszczowiny przesunięte ku N. Po - albskie ruchy górotwórcze spowodowały wypiętrzenie ponad poziom morza południowe geosynkliny. Na N ciągle ciągle zachodzi sedymentacja. W górnej kredzie transgresja morza zalała w zachodnich Karpatach tylko północną krawędź wypiętrzonego obszaru. W okresie środkowego trzeciorzędu ruchy górotwórcze obejmują cały obszar Karpat. W strefach zewnętrznych utworzyły się płaszczowiny a w strefach wewnętrznych istniejące już płaszczowiny zostały pchnięte ku N.
  1. KARPATY ZEWNĘTRZNE - sfałdowane płaszczowinowo w trzeciorzędzie. Od Wiednia przez Morawy, Beskidy Zachodnie i Środkowe do Karpat Wschodnich. Zbudowane z fliszu.
  2. KARPATY WEWNĘTRZNE - sfałdowane przed paleogenem. W trzeciorzędzie grają rolę zagórza względem strefy zewnętrznej. W okresie kredowym jednolite, wskutek trzeciorzędowych pękań rozpadły się na dwa bloki:
    • zachodni (słowacki)- Tatry, Niżne Tatry, Mała i Wielka Fatra
    • wschodni (siedmiogrodzki) - góry Marmoroskie i Rodniańskie, Karpaty Południowe, góry Biharskie
    Bloki te rozdzielone są zapadliskiem Alfeldu w którym strefa wewnętrzna zapadła się w głąb i została przykryta osadami mioceńskimi.
  3. PIENIŃSKI PAS SKAŁKOWY - rozdziela Karpaty zewnętrzne i wewnętrzne

STREFY TEKTONICZNE

6.Literatura