Geológia‚ ktorá nás chráni...
štruktúrno-geologické merania | |||||||||||||||||||||
|
Analýza zlomov, datovanie ich aktivity a výskum zlomových tektonitov v Malých, Brezovských Karpatoch a Považskom Inovci - bez obrazkovej dokumentacie! iba časť dokumentu
Úvod:
Pri výskume tektonických porúch je potrebná komplexná metodika založená na multidisciplinárnom previazaní poznatkov z tektoniky, štruktúrnej geológie, geomorfológie, petrotektoniky a petrológie. V práci predkladám skrátený súhrn metodík používajúcich sa pri modernom výskume zlomov. Tieto postupy zahŕňajú aj štúdium leteckých a družicových snímok ako nástroj na rozpoznávanie a vyhľadávanie tektonických štruktúr na základe krajinných geomorfologických prvkov v makroskopickom merítku. Pomocou týchto metód sa vytypujú oblasti podozrivé na tektonickú aktivitu. Ďalším krokom je analýza topografických máp a digitálnych elevačných modelov. Táto analýza slúži na selektovanie vytypovaných území na základe kvantitatívnych prvkov povrchových tvarov. Táto selekcia vyčlení územia s istými znakmi tektonickej aktivity. Takto môžeme pristúpiť k samotnému výskumu zlomov v mezoskopickom merítku podobe terénneho výskumu. Ten zahŕňa zber terénnych štruktúrnych dát a vzoriek. Terénne dáta slúžia na analýzu paleonapäťových polí v danej oblasti. Použité budú softvérové prostriedky na spracovanie dát a ich následným vyhodnotením. Posledné štádium výskumu tektonických porúch je venované výskumu zlomových tektonitov a to ako v mezoskopickom merítku tak aj v mikroskopickom. Toto poslúži na lepšie pochopenie deformačných procesov, ktoré prebiehajú v strižných zónach počas tektonickej aktivity. Výstup týchto výskumov bude v podobe komplexnej analýzy tektonických procesov v oblasti Malých, Brezovských Karpát a Považskom Inovci, pričom bude použitá moderná, progresívna metodika výskumu. Aktivita zlomov bude datovaná ako relatívnymi metódami datovania tak i absolútnymi. Bola vytvorená opisná charakteristika tektonický strižných zrkadiel na základe povrchovýh markerov.
1.1. Zlomy:
Pod pojmom zlom (“fault”) sa v geológii rozumie trojrozmerné teleso (diskontinuitné, resp. disjunktívne, resp. nespojité rozhranie – t.j. zlom s.s.),ktoré sa obyčajne abstrahuje ako dvojrozmerné rovinné rozhranie, pretože tretí rozmer (hrúbka) býva v porovnaní s ostatnými dvoma zanedbateľný. Smerné posuny (horizontálne posuny) sú zlomy kde dominuje horizontálny pohyb rovnobežný so smerom zlomu. Smerne posunový charakter môžu mať a duktílne strižné zóny. Genetická klasifikácia zlomov je: transformné zlomy, smerné posuny lemujúce oceánsku priekopu, medziplatňové smerné posuny-transkurentné zlomy , smerné posuny lemujúce kolízne zóny, intrakontinentálne smerné posuny.Zlomy patria medzi disjunktívne tektonické poruchy, pri ktorých vzniku došlo k porušeniu spojitosti blokov následkom dokázateľného pohybu blokov. Teda ku porušeniu kohézie. K porušeniu kohézie môže prísť ak napätie pôsobiace na materiál prekročí jeho medzu pevnosti. Vtedy dôjde ku krehkému porušeniu spojitosti materiálu, ku krehkej deformácií. Toto prekročenie alebo pomer tlaku σ1 a σ3 nám v podstate zobrazuje Mohrová kružnica. K ruptúrnemu porušeniu hornín môže dôjsť v procese deformácie buď už pred duktílnym štádiom deformácie (ideálne krehké materiály), alebo až po duktílnom prepracovaní horniny (ideálne duktílne materiály). Rozhranie medzi dvoma krajnými spôsobmi deformácie (duktílna a krehká) často nebýva ostré, stanovuje sa konvenčne a závisí aj od detailnosti pozorovania (od mierky štruktúr). Makroskopická duktílna deformácia môže byť aj často býva práve produktom krehkých deformačných procesov realizovaných v mikroskopickej mierke. Zlomy rozdeľujeme do troch základných skupín a to: poklesy (normal faults) , prešmyky (reverse faults), horizontálne posuny (strike-slips) (Obr.1.). Avšak len takéto rozdelenie nestačí na všetky zlomové porušenia pozorovane v zemskej kôre. Poznáme aj ďalšie typy zlomov ako sú napríklad násunové zlomy - príkrovové línie. Tie sú viac-menej vo väčšine prípadov v subhorizontálnej pozícii. Podľa zmyslu pohybu sú dextrálné (pravotočivé) a sinistrálné (ľavotočivé). Smerné horizontálne posuny sa dajú v prírode identifikovať pomocou charakteristických geologických a geo- morfologických čŕt. Najcharakteristickejšou geologickou črtou je usporiadanie puklín a iných štruktúrnych prvkov v zlomovej zóne, takémuto usporiadaniu hovoríme kulisovité- en - echelon. Smerne posuvné zlomy sú charakteristické anomálnou štruktúrnou stavbou a výskytom ako kompresných tak aj extenzných štruktúr. Taktiež pre tieto zlomy sú typické Riedelove strihy čo sú vlastne posuny druhého rádu. Poznáme syntetické R a antitetické R' Riedelové strihy (Obr.2.) Ďalej vznikajú syntetické P, extenzné T fraktúry a sekundárne Y strihy paralelné s primárnou zlomovou plochou. Ďalším pozorovaným javom je tvorba tektonických šupín a ich nahromadenie (imbrikácia), vedie ku vzniku duplexov. Pri deformácií hornín v smerne- posuvných zlomových zónach môže dochádzať k javu pri ktorom vzniká buď pozitívna (Obr. 3) vejárová štruktúra alebo negatívna vejárová kvetinová štruktúra. Vznikajú kombináciou jednoduchého a čistého strihu kedy sa popri translačnej zložke pohybu na zlome uplatňuje aj zložka normálová (kolmá ku zlomu). Vtedy dochádza ku konvergencií- transpresií (vzniku pozitívnej vejárovej štruktúry- positive flower structure- palm tree structure) alebo k divergencií- blokov zlomom oddelených - transtenzii (vznik negatívnej kvetinovej štruktúry- negative flower structure- tulip structure). Keďže smerne- posuvné zlomy nemajú na povrchu dokonalý priamočiary priebeh, vznikajú aj negatívne štruktúry ako bazény typu pull apart (Obr.4) a pozitívne štruktúry push up. Štruktúry pull apart vznikajú v divergentnom režime na zakrivení zlomu, kde pokles a vznik bazénu sa generuje na T tenzných trhlinách. Bazény späté s smerne- posuvnými zónami bývajú úzke, hlboké a rýchlo sa zapĺňajú hruboklastickými sedimentami. Tieto bazény sa môžu dostať do oblasti lokálnej kompresie a vtedy dochádza k tektonickej inverzií a ku vzniku push up štruktúry (Marko a Jacko., 1999).
Poklesy sú zlomy pri ktorých je poklesová kinematika hlavnou zložkou. Poklesy v prevažnej miere vznikajú v extenznom tektonickom procese. Tieto zlomy vo veľkej miere bývajú listrické (Obr.5) čo znamená že s hĺbkou sa ich sklon zmenšuje. Je to spôsobené napäťovými podmienkami v hlbších úrovniach zemskej kôry. Takéto zlomy sa vyskytujú pri thin skinned (tenko–kôrovom) tektonickom štýle. Pri poklesoch je často pozorovaný jav a to vznik antitetických (Obr. 5) zlomov. Sú to zlomy ktoré majú opačnú kinematiku ako materský zlom. Ich vznik je spôsobený práve listricitou poklesových zlomov, ale aj zmenou sklonu (tilting) materského (hlavného) zlomu. Tieto antitetické zlomy vlastne umožňujú zaplnenie priestoru ktorý vznikol pri hlavnom poklese. Častým fenoménom je taktiež rotácia blokov kde tieto bloky potom rotujú po zakrivenej ploche listrického zlomu –tiltovanie.
Kinematicky opačnými zlomami ako poklesy sú zlomy typu prešmykov. Teda ide o prešmyky. Takéto diskontinuitné štruktúry vznikajú pri kompresnom napäťovom poli. Kompresia spôsobuje skracovanie vrchnej časti kôry či sa realizuje vznikom kompresných štruktúr ako prešmyky, tvorbou príkrovov a vznikom smerne posuvných zlomov alebo vznikom makroskopicky duktílne deformovaných štruktúr vo forme vrás. Pohyb na prešmykoch je realizovaný na krátku vzdialenosť a to tak že nadložný blok sa posúva po podložnom bloku. Reológia a geometria deformácie nám ich dovoľuje rozdeliť na: kryhové a vrásové prešmyky . Násuny všeobecne majú zvláštne postavenie v klasifikácií zlomov a to kvôli vzťahu osí hlavných štruktúrotvorných napätí k orientácií zlomov. Ich charakte-ristickou črtou je malý úklon zlomovej plochy (až subhorizontálné), realizuje sa nimi skracovanie kôry pôsobením tan-genciálneho tlaku. Ak pohyb generovaných takýmito zlomami (násunmi) je realizovaný do vzdialenosti viac ako 5 km tak tieto presunuté telesá klasifikujeme ako príkrovy (nappe) (Obr.6,7). Od svojho podložia, ktorému sa v geologickej terminológií hovorí autochtón je oddelený diskontinuitou teda násunovou plochou (décollement) po ktorej je realizovaný pohyb. Bázu tejto plochy zvyčajne tvoria plastické horniny ako napríklad evapority čo však nemusí byť pravidlom. Ak spod príkrovu vytŕčajú na povrch horniny podložia príkrovu hovoríme o tektonickom okne. Naopak ak je teleso príkrovu obkolesené horninami podložia príkrovu potom hovoríme o tektonickej (príkrovovej) troske (obr.7). Duktílne strižné zóny môžu byť z kinematického hľadiska rozdelené na rovnaké kinematické a zároveň aj genetické typy ako klasické zlomy a to: duktílne strižné zóny- poklesové, smerne posunové, prešmykové a násunové, z hľadiska rovnomernosti deformácie v striž-nej zóne sú: homo-génne a heterogé-nne duktílne strižné zóny. Typickou vla-stnosťou strižných zón je vznik novej planárnej anizotro-pie a tou je bridličnatosť, ktorú označujeme ako S1-x. Okrem bridličnatosti (foliácie) S1-x sa môže vytvoriť foliácia C. Tá je reprezentovaná strihmi paralelnými z hlavnou strižnou zónou. Kombináciou týchto dvoch anizotropií vzniká S-C štruktúra, S-C mylonit (Obr.8). Zo strižnými zónami sú späté aj mylonity. Mylonity sú horniny vzniknuté extrémnou dynamickou metamorfózou. Viac o mylonitoch a zlomových tektonitoch všeobecne je v kapitole o výskume zlomových tektonitov na strane 25.
2. Použitie tektonickej geomorfológie:
Vedný odbor tektonickej geomorfológie sa venuje rozloženiu morfologických prvkov v krajine, za účelom určiť tempo tektonických procesov formujúcich krajinu, pričom treba stanoviť vek aktivity tektonických udalostí. Potrebná presnosť závisí od kladených požiadaviek a opakovania sa samotných tektonických udalostí. Tieto metódy patria medzi relatívne datovacie metódy. Rozdiel medzi relatívnymi a absolutnými datovacími metódami je v tom že relatívne datovanie určí iba rozdiel medzi povrchom X a povrchom Y a určí ktorý je starší a ktorý mladší. Pričom absolútne datovanie určí presnú hodnotu veku v rokoch (desatisíce, milióny) (Burbank & Anderson, 2001). 2.1. Geomorfologické aspekty tektonických štruktúr: Tektonické procesy sa veľkou mierou podpisujú do tvaru krajiny. Toto môžme využiť pri vyhľadávaní a analýze tektonických štruktúr. Tektonická geomorfológia môže byť definovaná dvomi cestami:
Geomorfológia je hodnotný nástroj pri tektonickom výskume, pretože geomorfologické záznamy obsahujú krajinné dáta a ktoré sú dobre použiteľné hlavne pri výskume mladých tektonických procesoch (Burbank & Anderson, 2001). Na základe povrchových foriem môžme odhaliť tektonicky aktívne miesta, ktoré majú svojské povrchové prejavy. Tieto sú odlišné a špecifické pre dané tektonické štruktúry. 2.1.1. Povrchové formy späté so smernými posunmi: Medzi hlavné znaky aktívnych smerne-posuvných zlomov sú:
Tlakové chrbáty: vznikajú pôsobením tlaku medzi viacerými sekundárnymi zlomami. Popis jednotlivých štruktúr je na obrázku. 9.
2.1.2. Povrchové formy späté s poklesmi: Čo sa týka geomorfológie a poklesových zlomov, generálne platia podobné morfologické prvky ako pri smerne-posuvných zlomoch. Taktiež tu môže pozorovať lineárne prvky avšak prevažne na okrajoch hrastov, ktoré tieto poklesové zlomy ohraničujú. Veľmi výrazné sú zlomové zrázy. Horniny odkryté na týchto zrázoch nám môžu poslúžiť na absolútne datovanie. Vhodná metóda je datovanie pomocou kozmických rádionuklidov, ktorej princíp je opísaný v stati o absolútnych datovacích metódach. Za hlavné veľké geo-morfologické prvky môžme považovať tieto:
2.1.3. Povrchové formy späté s násunmy: Povrchové formy sú podobné ako pri obidvoch predchádzajúcich typoch zlomových štruktúr. Ako hlavné geomorfologické črty násunových zón sú:
Pre násunové zlomy sú typické násunovo - vrásové pásma (Obr.12). V Západných Karpatoch môžme takéto štruktúry pozorovať vo flyšovom pásme
Ďalšie geomorfologické metódy zisťovania tektonickej aktivity sú: 2.2. Morfometria: je definovaná ako kvantitatívne merania povrchových tvarov. 2.2.1. Použitie hypsometrickej krivky a hypsometrického integrálu: Hypsometrická krivka opisuje distribúciu elevácií pozdĺž danej oblasti v krajine. Krivka sa vytvára vyhodnotením proporcií nadmorskej výšky bazénu (h/H, relatívna výška) oproti proporciám celkovej plochy bazénu (a/A, relatívna plocha) (Strahler, 1952). Absolútna výška H je s reliéfu bazénu vypočítaná takto: eleváciamax – eleváciamin . Absolútny povrch bazénu A je suma medzi každou dvojicou okolitých kontúrových línií (obr.14). Povrch „a“ je povrch zodpovedajúci výške „h“. Hodnoty relatívnej plochy (a/A) sa pohybujú v intervale 1,0 pre nízky bod v bazéne (kde h/H = 0) a 0,0 pre vysoký bod (kde h/H je 1,0). Užitočný atribút hypsometrickej krivky je rozdiel v bazénovej drenáži, ktorá môže byť porovnávaná s každou plochou a eleváciou v bazéne keďže sú funkciu absolútnej výšky a plochy bazénu (Keller, & Pinter, 2002). Jednoduchou cestou charakterizovania tvaru hypsometrickej krivky pre danú bazénovú drenáž je výpočet hypsometrického integrálu (Hi). Tento integrál je definovaný ako plocha pod hypsometrickou krivkou (Obr.14) Výpočet hypsometrického integrálu danej hypso-metrickej krivky je nasledovný: Hi = elevpriemerná- elevmin / elevmax – elevmin . Stačia nám iba tri hodnoty s toho dve lahko získame s topografickej mapy (Pike et al., 1971, Mayer, J., 1990) Priemernú výšku môžem získať bodovím vzorkovaním mapového gridu pričom je potrebných aspoň 50 hodnôt (Pike, R.J. & Wilson, S.E., 1971). Taktiež môžme túto hodnotu získať s digitálnych elevačných modelov (DEM`s), (Keller & Pinter, 2002).
Hodnoty hypsometrického integrálu nám vraví o stupni povrchu v eróznom cykle. Erózny cyklus teoreticky opisuje vývoj povrchu cez niekoľko stupňov:
Vysoké hodnotý hypsometrického integrálu určujú mladé tektonické procesy a opačne. Hypsometrická analýza je silný nástroj pre rozdelenie tektonicky aktívnych a inaktícných oblastí (Keller & Pinter, 2002).
Geometria riečnej siete môže byť zobrazená kvalitatívne a kvantitatívne niekoľkými cestami. Kde sa drenáž vyvíja v tektonicky aktívnych oblastiach má riečna sieť charakteristický tvar a geometriu (Keller & Pinter, 2002). Asymetrický index bol vyvinutý na detekciu tektonického tiltingu priečnych tokov v bazénoch (Hare & Gardner, 1985). Asymetrický faktor je definovaný takto: fa = 100x(Ar/At). Pričom Ar je plocha bazénu po pravej strane v smere toku (facing downstream). At je celková oblasť bazénovej drenáže (Obr.15). Pre väčšinu riečnych sietí so stabilným tokom je asymetrický faktor fa približne 50. AF je citlivý na tilting v smere na trend riečneho kanála. Hodnoty väčšie alebo menšie ako 50 môžu naznačovať tilting (Keller & Pinter, 2002). Ďalší kvantitatívny index na vyhodnotenie bazénovej asymetrie je transverzný topografický symetrický faktor T (Cox 1994). T= Da/Dd , kde Da vyjadruje vzdialenosť od stredovej línie drenážneho bazénu po stredovú líniu aktívneho meandrového pásma a Dd je vzdialenosť stredovej línie bazénu po okraj rozvodia (Obr.16). Hodnota T=0 naznačuje úplnú symetriu bazénu čiže žiadny tilting teda ani aktívnu tektoniku. Asymetria bazénu narastá s hodnotou T až po hodnotu T=1. Merania sa robia v rôznych častiach bazénu s určitým rozstupom a azimutom meranej línie. Treba brať do úvahy predpoklad, že podložné horniny môžu vykazovať nepatrný vplyv na riečnu migráciu. Táto metóda bola použitá na preukázanie holocénneho tiltingu podložia v zálive Mississippi (Cox 1994, Cox,. et al. 2001).
Ako ďalšie metódy treba spomenúť tieto:
2.2.3. Meranie indexu sínusoidy horského čela. Index sínusoidy horského čela je definovaný takto Smf = Lmf / Ls . Kde Lmf je dĺžka horského čela pozdĺž úpätia pohoria na zreteľnej zmene sklonu a Ls je priama dĺžka (Obr.17) Tento index, ktorý balansuje medzi eróznymi procesmi a i tektonickými procesmi, ktoré produkujú priame a strmé čelá. Tie horské čelá ktoré sú asociované s aktívnou tektonikou a výzdvihom sú relatívne priame a ostré s nízkou hodnotou Smf (Keller, & Pinter, 2002). Index Smf môžme ľahko vypočítať z topografickej mapy alebo z leteckých a druž-icových fotografií. Družicové, letecké snímky a mapy s veľkým rozlíšením než sú nerovnosti horského frontu sú veľmi dobre použiteľné pre výpočet indexu Smf (Keller, & Pinter, 2002), (Obr.17). Tieto metódy by mali mať využitie pri zisťovaní recenznej neotektonickej aktivity aj v našich geologických pomeroch. A to hlavne v oblasti neogénnych paniev a medzihorských depresií. Pomocou týchto metodík, ktoré sú nenáročné a v podstate zahŕňajú práce laboratórneho a výpočtového typu, by sa dali veľmi lacno a rýchlo analyzovať záujmové oblasti neotektonického výskumu v Západných Karpatoch. V spojení s analýzou geomorfologických krajinných prvkov pomocou radarových, leteckých, satelitných snímkov a analýzou GPS meraní máme v rukách silný nástroj na analýzu na preukazovanie aktívnych tektonických procesov.
Ďalšia stať pojednáva o metódach relatívneho a absolútneho datovania tektonickej aktivity. Vybrané metódy sú použiteľné aj pre naše geologicko-tektonické pomery a pri výskume neotektonických procesov v Západných Karpatoch
2.3.1 Relatívne datovacie metódy: Už roky geomorfológovia stanovovali vek v teréne pomocou vodou opracovaných obliakov. A to na základe toho že, ten ktorý bol ostrohranný a mal ostrejší, zvonivý zvuk po poklepaní geologickým kladivom a tak bol relatívne mladší ako zaoblený s dunivejším zvukom (Burbank & Anderson, 2001). Až pred vyše dvadsiatimi rokmi sa táto metóda pozmenila na kvantitatívnu (Crook, 1986). 2.3.1.1. Klastická seizmická rýchlostná metóda: Metóda je založená na tom predpoklade, že horniny na zemskom povrchu sú pôsobením zvetrávania rozpraskané mikro-prasklinamy rôznych variácii a ich počet riadi propagáciu šírenia kompresných seizmických vĺn cez tieto horniny. I keď je zložité zmerať hustotu mikroskopických fraktúr je jednoduché merať seizmickú rýchlosť pomocou mikroseizmického časovača (Obr.18A). Meria sa čas „travel time“ medzi viacerými akcelerometrami v rozostu-poch a kladivkom. Meraný čas „time travel“ je zaznamenávaný a prepočítaný na rýchlosti šírenia vĺn medzi kladivkom a senzorom. Rýchlosť šírenia seizmických kompresných vĺn je vypočítaná rovnako pre každý obliak. Takto sa môže merať množstvo obliakov na študovanom povrchu a to pôvodom s: morén, aluviálnych kužeľov sutinových prúdov atď. (Obr.18B). Na základe seizmických rýchlostí kompresných vĺn jednotlivých typov obliakov z daného povrchu ich môžeme porovnať s vypočítanými rýchlosťami obliakov iného povrchu. Toto porovnanie nám umožní získať informáciu o relatívnom veku daných terás, ktoré sme touto metódou porovnávali. Platí tu pravidlo čim sú menšie rýchlosti seizmických vĺn tým je väčšia hustota mikro-fraktúr v hornine, teda hornina sa javí ako relatívne staršia (dlhšie vystavená vplyvu zvetrávania (Crook & Gillespie, 1986). Použiteľnosť tejto techniky je obmedzená na miesta je kde možné predpokladať rovnaký stupeň vzniku mikro-fraktúr, teda to nás donúti zamerať sa na miesta s rovnakou litológiou. Alebo prinajmenšom na miesta kde sú mechanizmy vzniku mikro-fraktúr obmedzené iba na daný horninový typ. Tak ako u iných relatívnych datovacích metód je veľmi zložité prideliť absolútny vek takýmto údajom, samozrejme za predpokladu že nemáme predpovedanie stupňa rozpadu z klastických seizmických rýchlosti v čase. Preto je nutné robiť kalibrácie techniky na povrchy so známym vekom (Gillespie, 1982). Túto relatívnu datovaciu metódu je možné v našich podmienkach použiť na datovanie riečnych terás, ktoré sa vyvíjajú počas tektonickej aktivity prevažne na poklesových zlomoch na okrajoch pohorí pri ich relatívnom raste. Keďže pri tektonickom procese rastu pohoria sa generuje množstvo sedimentov, ktoré sa ukladajú v podobe sutín, riečnych sedimntov, aluvií a podobne. Teda je zrejmá použiteľnosť v neotektonickom výskume, pretože vznik týchto sedimentov a ich následná erózia je priamo úmerná času po ich vzniku –teda tektonickej aktivity. Táto metóda by mohla byť kombinovaná s ďalšími metódami ako lichenometria, datovanie pomocou kozmogénnych izotopov. Tieto metódy je možné kalibrovať vzájomne, pričom po vzájomnej kalibrácií je možnosť výberu najjednoduchšej a praktickejšej metódy na danom územý alebo v podobných terénoch, ktoré sú litologicky a vývojovo príbuzné. Keďže sa jedná o komplikovanejšiu metódu ako metóda lichenometrie je vhodné túto metódu požiť iba ako kalibračnú. Avšak aj táto metóda seizmickej klastickej rýchlosti je iba relatívna čiže aj ju treba kalibrovať nejakou absolútnou metódou. Po kalibrácií by mohlo byť možné touto klastickou metódou kalibrovať iné relatívne metódy a aj opačne. Ďalšia metóda (lichenometria) je jednoduchá a dokonca sa dá jednoducho a lacno kalibrovať
2.3.1.2. Lichenometria: Táto technika sa dlho používala v geomorfologických štúdiach. Technika spočíva v meraní priemeru známeho lišajníka rhizocarpon, (Obr.19) ktorý rastie na exponovaných horninách. Jeho priemer sa považuje za indikator času počas ktorého bola daná hornina exponovaná na povrchu. Bol zvyk zaznamenať najväčšieho lišajníka na odkrytej hornine. Je však štatisticky vyhodnejšie zmerať určitú skupinu viacerých jedincov daného lišajníka. Znova je potrebná lokálna kalibrácia, vzhľadom na to že vývoj lišajníka je závislý hlavne od podnebia. Ako veľmi dobrá a jednoduchá je kalibrácia na ľuďmi vytvorených stavbách a technolitoch. Na lokálnu kalibráciu môžu veľmi dobre poslúžiť napríklad náhrobné kamene kde máme v podstate presný dátum exponovania materiálu vonkajším podmienkam. Lichenometria sa doteraz používa na zisťovanie veku ľadovcových morén (Denton & Karlen, 1973; Porter, 1981) a rozsiahlych štrkových planinách v krajinách s členitým reliefom (Porter & Orombelli, 1981). Táto technika sa znovuzrodila v prácach Bulla (Bull, 1996; Bull and Brandon, 1998; Bull et al., 1994). Argumentuje že táto technika je omnoho praktickejšia a presnejšia ak sa meria na stovkách až tisícoch vzorkách hornín za použitia digitálneho mikrometra s počítačom (PDA). Hlavným problémom predchádzajúceho spôsobu bolo to že malý počet meraní je štatisticky nepostačujúci na určenie relatívneho veku povrchu. Bull kalibroval výpočty na povrchoch ktoré boli datované nezávysle od seba často na základe súčtu letokruhov. Takto získame histogram maxím. Pomocou toho dokáže rozlíšíť udalosti v rozmedzí desaťročí i menej. Obidve vyššie opísané metódy sa dajú použiť pri datovaní mladých tektonických udalostí aj v našich podmienkach pri skumaní neotektonickej aktivity v Západných Karpatoch. Hlavne metóda “Lichenometrie” sa javí ako všeobecne dostupná a lacná.
Ako ďalšie metódy môžme spomenúť: metóda zvetrávacej kôry- je možná použitelnosť v neotektonike. metóda pôdotvorby- taktiež využitie v neotektonickom výskume metódy založené na karbonátových nátekoch a iných pedologických indikátoroch- je možné určiť mladé veky teda aj mladé udalosti čiže tieto metódy budú taktiež vhodné pre neotektonický výskum V tabuľke 1 sú príklady ďalších metód relatívneho datovania veku.
2.3.2 Absolútne datovacie metódy: Na určenie presného veku tektonických udalostí potrebujeme rozdielne metodiky ako pri metódach určovania realatívnho veku. Tu už neporovnávame jednotlivé komponenty ale priamo určujeme vek pomocou analitycko-chemických postupov. Túto stať venujem hlavne netradičným metódam ako je použitie terestrických rádioizotopov, ktoré vznikajú pri pôsobení kozmického žiarenia na našu vzorku. Ako už názov napovedá je jasné jej použitie hlavne v neotektonike pretože vzorky musia byť exponované na povrchu a pomerne mladé (vzhľadom na eróziu). Avšak sa vynára otázka či stanovený vek bude zodpovedať naozaj veku tektonickej aktivity daného územia, alebo nám odhalí iba vek obnaženia istej štruktúry napríklad eróziou, keďže charakter tejto metódy je taký, že vzorka musí byť exponovaná žiareniu. Tieto metódy nám však môžu veľmi pomôcť pri kalibrovaní metód relatívnych a opačne. Spolupráca a previazanie obidvoch metodík je priam nutná pre využitie v tak zložitom a pestrom systéme ako je geologické prostredie a tektonické procesy nevynímajúc. 2.3.2.1 Absolútne datovanie pomocou terestrických kozmogénnych izotopov: Už viac ako dve desaťročia s používa métoda stanovenia absolútneho veku pomocou kozmogénnych izotopov. Ale už viac ako storočie je známa interakcia medzi kozmickým žiarením a hmotou (Oberholzer, 2004). Prvý krát boli kozmické izotopy objavené v meteoritoch v roku 1952 (Paneth, 1953). Kozmogenné izotopy prvýkrát meral Davis a Schaeffer (1955) v terestrickom materiáli. Princípy: Na datovanie sa používajú prvé dva centimetre povrchu vzorky. Tento materiál je ovplyvnený kozmickým žiarením. Častice kozmického žiarenia prenikajú atmosférou a ako hlavný produkt reakcií s ňou sú sekundárne neutróny, ktoré ďalej prenikajú smerom k povrchu zeme. Cestou k povrchu zeme vytvárajú tie to sekundárne neutróny ďalšie štiepne reakcie až tieto izotopy dosiahnu povrch Zeme. Pomedzi produkty týchto reakcií patria izotopy 3He a 21Ne (tab.2) . Kozmické žiarenia sa týmito reakciami oslabuje (Oberholzer, 2004). Kozmogenné nuklidy sa vytvárajú nielen spaláciou ale aj spomalovaním a zachytávaním záporných iónov. Tieto reagujú s povrchom materiálu a prenikajú aj do hĺbky niekoľkých metrov, kde je ich aktivita dominantná (Cerling & Craig, 1994).
Koncentrácia nuklidu je priamo úmerná dobe expozície (Oberholzer,P., 2004). Práve táto vlastnosť nám otvára možnosti datovania exponovaných plôch ako sú napríklad velko rozmerné tektonické zrkadlá. Spolu s použitím nepriamych metód môžme dotvoriť obraz a časový diapazón tektonických udalostí. Spolu s kalibráciou tejto metódy na základe rádiometrického datovania nám táto metóda otvára možnosti spresnenia vekov. Veky vynorenia horninových masívov alebo sedimentov na povrch (kde začnú byť následne okupované kozmickými časticami) sa dajú touto metódou veľmi efektívne overiť.
Množstvo izotopov je úmerné času expozície a to podľa vzorca: N [at .g−1] - koncentrácia nuklidu ε [cm. r−1] - erózny faktor P [at. g−1. r−1] - produkcia nuklidu Λ [g .cm−2] - útlm kozmického žiarenia T [r] - doba expozície λ[a−1] - rozpadová konštanta rádionuklidu ρ [g .cm−3] - hustota horniny
Ďalšie datovacie metódy a potrebný material pre ich použitie spolu s príkladmi použitia sú v tab.3 na strane 21.
3. Výskum zlomových tektonitov: Poznanie vnútornej stavby zlomov je dôležitou súčasťou štruktúrnej geológie. Pochopeniu procesov chovania sa hornín počas deformácie v zlomových zónach sa venuje vedný odbor petrotektonika alebo inak povedané reológia minerálných fáz počas tektonometamorfných procesov. Reológia všeobecne je zameraná na chovanie sa ľubovoľného materiálu počas deformačných procesov. V geologických disciplínach by sme ju teda mohli nazvať tektonickou reológiu alebo aj reológiu tektonitov. Tektonity sú horniny, ktoré priamo súvisia so zlomovou aktivitou a sú jej priamymi produktmi. Tieto horniny prevažne patria do skupiny metamorfovaných hornín, keďže vznikajú premenou pôvodných hornín vyskytujúcich sa v bezprostrednej blízkosti zlomových porúch (okrem brekcií, tektonických ílov, a pod.) Dobrým príkladom takých hornín sú mylonity. Prví opis hornín súvisiacich so zlomami uviedol Lapworth (1885) a ako prvý zaviedol aj názov mylonit. Mylo nitmi označil istý druh hornín spojenými s násunovou zónou v severozápadnom Škótsku-“Moin thrust“. Opísal ich ako plastický deformované „pomleté“ horniny. 3.1 Zlomové tektonity a deformačné mechanizmy: Horniny vyskytujúce sa vo vnútorných zónach zlomu poskytujú primárnu evidenciu procesov, ktoré sa v tejto zóne vyskytujú (Scholz et al., 2002). Preto je ich výskum podstatný pre pochopenie procesov vo vnútri zlomových zón. Zlomové tektonity predstavujú mnoho variet textúrnych a štruktúrnych prvkov, na základe ktorých môžme zhruba určiť mechanizmy deforamčných procesov. Jednou z úloh rekonštrukcie deformačných mechanizmov a štruktúrnej histórie zlomovej zóny je rozdelenie do štruktúrnych stupňov. Rozmanitosť deformačných procesov produkuje aj rozmanité typy zlomových tektonitov. Sibson (1977) pojednáva o viariáciach typov tektonitov spolu s mechanizmami spojenými s ich vznikom. Jeho textúrna charakterisktika je v tabuľke 4. Hlavné textúrne rozdelenie je na základe stavby tektonitov a to na tektonity s chaotickou stavbou a foliačnou stavbou. Ďalším rozdelením je na tektonity s kohézivnou a nekohezívnou stavbou. Podrozdelenia od nekohezívneho typu sú založené na veľkosti zŕn a to od brekcie počnúc a po tektonický íl končiac. Kohezívny typ je rozdelený na základe tektonickej redukcií zrnovej veľkosti od základných hornín s frakciou jemnozrnného matrixu, litických fragmentov a reziduí až po blasty. Neskôr nasleduje mylonitová séria je uvádzaná ako porfyroklastická. Sú odlíšené od porfyroblastov, ktoré sa vyskytujú v blastomylonitoch a majú rozvinutý nárast počas alebo po plastickej deformácií (Scholz, 2002). Sibson (1977) klasifikuje mechanizmus produkcie zlomových tektonitov tromi hlavnými cestami:
= C + i (n – Pf) kde je strižné napätie a n je normálové napätie na eventuálnom zlome, C je dlhodobá pevnosť (pre kryštalické horniny sa táto hodnota pohybuje v stovkách barov) a i je koeficient vnútorného trenia (generálne platí 0,5 < i <1,0) (Sibson, 1977).
Vyskytujú sa javy ako difúzia ona okrajoch zŕn so sklzom, dislokačné procesy a pravdepodobne sú taktiež dôležité veľkostné zmeny zrnitosti. Sibson prideľuje formovanie nekohezívných tektonitov a kataklazickej série mechanizmom elasticko – frikčným. Mylonitovú sériu prideľuje procesom kvázi – plastickým. Fyzikálne procesy deformačných mechanizmov sú závislé od teplotno-tlakových podmienok v deformačnom prostredí. Tieto podmienky sa v geologickom prostredí menia hlavne s hĺbkou ponorenia aktívnych procesov metamorfózy. To znamená že mechanizmy a procesy deformácie a náležitej metamorfózy a ich produkty sa líšia so stúpajúcou hĺbkou (alebo hrúbkou nadložia). To znamená že jeden tektonický proces a sním súvisiace napäťové pole môže vytvoriť viacero variant tektonitov. Tieto tektonity sa na povrch dostanú eróznymi procesmi, preto môžme aj na povrchu skúmať hlbšie časti zlomov a mechanizmy späté s danými fyzikálnymi podmienkami, ktoré panovali pri tvorbe týchto tektonitov v daných hĺbkach (Obr.20). 3.2. Mylonity: Mylonity sú horniny s vyvinutou foliáciou vyskytujúce sa v strižných zónach, kde viaceré alebo všetky deformácie v mineráloch zobrazujú mikroštruktúrnu evidenciu viskóznych deformačných mechanizmov. Táto definícia je genetická a potrebuje identifikáciu deformačných mechanizmov (Schmid and Handy, 1991) 3.2.1 Kritéria pre rozlíšenie strižných zón:
3.2.2. Mezoskopická štruktúra mylonitov: Môžme rozlíšiť dva základné štruktúrne typy mylonitov a to :
Štruktúry odrážajú množstvo napätia a reológiu fáz. Štruktúra v kombinácií s identifikáciou dominantného napätia vyhovujúce minerálnym fázam a deformačným mechanizmom nám môžu niečo povedať o reológií a čase deformácie (Handy et al., 1995). 3.2.3. Dominantné deformačné mechanizmy pri vzniku mylonitov (Handy et al., 1995).
optická diagnostika (Handy et al., 1995):
Mylonity sa môžu ďalšou deformáciou transformovať až do rúl a to mechanizmom statickej rekryštalizácie (Handy, et al., 1995). Annaealing „žíhaním“: modifikácia mylonitickej mikrostavby pod vysokou teplotou a hydrostatickým tlakom; tento proces nastane keď sa zachovajú nasledovné deformačné procesy „postektonické žíhanie“: efekty žíhania:
Kritéria na rozpoznanie pôvodnej stavby mylonitu:
Z tohto vyplýva že smerom do hĺbky narastá všesmerný tlak čo zabraňuje vzniku strižných deformácií. Pre vznik strižných deformácií je potrebné zvýšenie strižného napätia. Taktiež smerom do hĺbky sa menia mechanizmy deformácie a tým aj samotný charakter a vzhľad výsledných tektonitov. Smerom do hĺbky ubúda krehko deformovaných hornín a pribúda podiel duktílnych tektonitov. Od hĺbky cca 10 km sa menia mechanizmy z kataklastických na metamorfné. A to pri teplote 300°C a tlaku cca 3 kbar. Nad touto hĺbkou dochádza k abráznej deformácií pri vzniku tektonitov a frikčné podmienky nadobúdajú zápornejšie hodnoty s rastúcou hĺbkou, čo znamená pokles trenia teda pokles potrebného množstva napätia na prekonanie trecej sily. V hĺbkach zhruba 8-9 km sa nachádzajú hypocentrá zemetrasení a frikčné podmienky začínajú stúpať. Na spodnom rozhraní (10-11km) sa prejavuje plasticita kremeňa. Pod touto hranicou sa horniny už metamorfujú a to vo fácií zelených bridlíc až po fáciu amfibolitovú v hĺbke zhruba dvojnásobnej a teplote cca 450°C. Pod touto hranicou sa prejavuje plasticita živcov a vznik metamorfitov amfibolitovej fácie. V hĺbkach cca 15km sa nachádza zóna tvorby mylonitov. Teda mylonity v tomto prípade môžme nazvať metamorfity vo fácií zelených bridlíc. Taktiež sa v tejto hladine nachádza zóna posledného výskytu ruptúr.
4. Metodiky zberu a vyhodnocovania terénnych štruktúrnych údajov
4.1. Etapa terénna: Ako prvá etepa tektonického výskumu je etapa terénnych prác, ktorá zastrešuje samotný zber orientovaných dát. Je to jedna z najhlavnejších a niekedy aj najzložitejších úloh v riešení tektonickej stavby a histórie daného územia. V prvom rade sa jedná o precízne zdokumentovanie odkryvov metódami štruktúrno-geologického výskumu. Táto etapa zahŕňa prácu s geologickým kompasom: Práca s geologickým kompasom spočíva v meraní smeru sklonu plôch, či už puklín, alebo tektonických zrkadiel, pri ktorých meriame aj lineáciu striácie (obr.27). Taktiež dôležitou skutočnosťou je odber orientovaných vzoriek, ktoré sú potrebné pre poznanie vnútornej stavby zlomových tektonitov v mikroskopickom hľadisku. Odoberanie orientovaných vzoriek prebieha tak, že na vhodnú vzorku nakreslíme pomocou geologického kompasu skutočný smer a sklon v teréne a naznačí sa orientácia vzhľadom na vrch a spodok bloku vzorky, aby nedošlo k omylu. Z takto orientovanej vzorky so zapísanými údajmi môžme vyrobiť orientovaný výbrus, ktorý ďalej pozorujeme pod mikroskopom. Takto môžeme detailnejšie sledovať deformácie vo vnútri horniny, čo môže prispieť k lepšiemu poznaniu procesov deformácie i smeru pôsobenia napätia. Z povrchu bežne sa vyskytujúcich tektonických zrkadiel je možne vyčítať informácie potrebne na analýzu ako sú smer a zmysel pohybu (Marko, 1993). Smer pohybu blokov určíme pomocou smeru striácií, teda rýh na tektonickom zrkadle. Takéto ryhy vznikajú pri pohybe blokov a ich trením na styčných plochách teda na tektonickom zrkadle. Tieto ryhy - striácie teda priamo reprezentujú pohybový vektor na styčnej ploche oddelených blokov. Vznikajú pri krehkej deformácii. Na kinematickú analýzu sú najvhodnejšie strižné poruchy. Aj pri štúdiu mezoskopických porúch sú najlepšími indikátormi pohybov posuny markerov, ale takéto prípady sú v praxi zriedkavejšie, pretože odkryté bývajú len relikty štruktúr alebo sú poruchy v monotónnom prostredí. Vo väčšine prípadov sú k dispozícií informácie zaznamenané priamo na povrchu skúmaného zrkadla, teda bezprostredné stopy po diferenciálnom pohybe blokov. Určenie zmyslu pohybu je náročnejší proces pretože markery bývajú často neúplné, chýbajú asymetrické štruktúry potrebné na určenie zmyslu pohybu. Tieto asymetrické štruktúry vznikajú pôsobením trenia a deštrukciou, alebo tvorbou nových štruktúr. Ich vznik závisí od reologických vlastností horninového materiálu ako aj od deformačnej rýchlosti. Vo vzťahu k smeru pohybu rozoznávame dve skupiny štruktúr a to paralelne zo smerom tektonického transportu a priečne na tento smer. Ďalej ich môžeme rozdeliť na kreatívne a deštruktívne (Marko, 1993). Medzi paralelné a kreatívne indikátory patria: vláknité minerálne agregáty. Medzi paralelné a deštruktívne indikátory patria: ryhy, žliabky, zvraštenia, prúdy. Podobne môžme rozdeliť aj indikátory priečne k pohybu a to tiež na deštruktívne a kreatívne. Do prvej skupiny patria: fraktúrne stupne, kosákovité sperené poruchy, tenzné trhliny, mechanické vtláčanie a tlakové rozpúšťanie. Do druhej skupiny patria: minerálne akrečné stupne, nahromadeniny tektonického ílu a brekcií v tlakových tieňoch, imbrikovanie tektonického ílu v zlomovej špáre a elevácie. Prechodným markerom medzi štruktúry paralelné a priečne je deštruktívna štruktúra slikolity-tlakové rozpúšťanie na povrchu tektonického zrkadla. Všetky tieto kinematické indikátory patria do skupiny mezoskopických tektonických disjunktívnych štruktúr. Ak sú takéto indikátory dobre zachované tak ich môžme použiť na paleonapäťovú analýzu. Takto získané údaje môžme použiť na rekonštrukciu napätí pôsobiacich pri vzniku deformačných štruktúr. Na datovanie deformačných udalostí je možné použiť viacero generácií striácií čo je však zriedkavejšie pozorované z dôvodu úplného prepracovania starších štruktúr mladšími deformačnými procesmi. Keď máme dostatok terénnych dát, môžme pristúpiť k laboratórnemu výskumu (paleonapäťová analýza). Paleonapäťová analýza je vlastne poslednou etapou deformačnej analýzy. Predbiehajú ju deformačná analýza ktorá študuje a analyzuje deformačné štruktúry a popisuje ich, je východiskovou analýzou. Ďalej je to kinematická analýza pri ktorej študujeme a rekonštruujeme pohyby na zlomových plochách. Po týchto dvoch analýzach môžeme pristúpiť k dynamickej analýze teda k rekonštrukcií napätí spôsobujúcich deformácie študovaných horninových masívov. 4.2. Laboratórna etapa: Paleonapäťovú analýzu môžme realizovať niekoľkými metódami či už manuálne alebo pomocou softwaru. V tejto kapitole stručne popíšem niekoľko metód pre rekonštrukciu paleonapätí. Ich výhodou je jednoduchosť čo sa v teréne veľmi hodí.
Pre manuálne spracovanie nameraných dát môžme použiť napríklad metódu M- rovín. Táto metóda spočíva vtom že sa skonštruuje kinematická rovina a to preložením veľkého oblúka cez pól zrkadla a stopu striácie ležiacej na oblúku tektonického zrkadla. Kinematický charakter zrkadla sa znázorní šípkou, prechádzajúcou cez pól zrkadla a to tak aby smerovo kopírovala oblúk M- roviny (movement plane). Grafický spôsob rekonštrukcie smerov paleonapätí založený na analýze M- rovín vyvinul Arthaud (1969). Pri tejto metóde sa taktiež používa Hoepenerov spôsob znázornenia orientácie a kinematiky. Výstupom z tejto metódy je diagram zo znázornenými napäťovými osami ktoré sú v prienikoch veľkých oblúkov. Ďalšou obľúbenou metódou je RD- metóda (Obr.28) (right dihedra) (Angelier a Mechler 1997). Táto metóda je založená na princípe riešenia fokálneho mechanizmu zemetrasení. Princíp je podobný ako u metóde M- rovín. Vynesieme analyzovaný zlom do projekčnej siete vo forme veľkého oblúka a stopa striácie vo forme bodu s vyznačeným zmyslom pohybu nadložného bloku šípkou alebo šípkami orientovanými do stredu, alebo od stredu projekčnej siete. Ďalej sa skonštruuje stopa M- roviny zlomu ako oblúk obsahujúcu stopu striácie a pól roviny zlomu, z nej sa skonštruuje pól M- roviny. Keďže pomocná rovina je kolmá na zlomovú plochu a zároveň na smer striácií, skonštruuje sa tak že sa preloží oblúk cez pól roviny zlomu a pól M- roviny. Tým sa rozdelí celý priestor v diagrame na štyri sektory obmedzené pomocnou rovinou a zlomom. Z kinematického hľadiska zrkadla sú vždy dva protiľahlé sektory kompresné a ďalšie dva tenzné. Obidva typy sektorov sa farebne odlíšia (Marko, 2000). Je vhodné použiť pauzovací papier na ktorý zakreslíme tieto sektory. Ak máme viac zlomov môžeme spresniť polohy napäťových osí tak že jednotlivé zlomy analyzujeme ako zvlášť riešenia a jednoducho tieto riešenia prekryjeme a zakreslíme spoločné miesta v sektoroch (Obr.29). Takto si môžme už v teréne vytvoriť predstavu a smere pôsobiaceho napätia. Existuje aj vylepšená metóda a to RT- metóda (right trihedra). Túto zdokonalenú metódu, ktorá umožňuje presnejšie určenie smeru osí δ1 a δ3 vymyslel Lisle (1992). Na lokalizáciu osí δ1 a δ3 sa využíva konštrukcia troch vzájomne kolmých rovín. Postupuje sa ako pri RD- metóde pričom skonštruujeme ešte jeden oblúk kolmý na obidva predchodzie teda na zlom a pomocnú plochu. Tým sa nám rozdelí priestor okolo zlomu a pomocných rovín na kvadranty. Osi δ1 a δ3 nemôžu ležať v tom istom páre kvadrantov čo nám vylúči miesta kde sa tieto osi nachádzajú. Procedúra eliminácie spočíva vtom že hľadané osi δ1 a δ3 nemôžu ležať v tom istom páre kvadrantov. Ak δ1 leží v páre kvadrantu A tak zákonite δ3 môže ležať iba v páre kvadrantu B. Ďalším krokom pre získanie presnejšieho obrazu je nakladanie týchto sektorov na seba a prekrývaním polí extenzných a kompresných sektorov. Ak jeden z kvadrantov A zahrnuje kompletné pole možných výskytov osi δ1, pole výskytov osi δ3 môže ležať len v kvadrantoch B. Maximum prekrytia môžme definovať ako miesto pravdepodobného výskytu osi δ1 a δ3. Časť pola možného výskytu osi δ3, ktorá leží v nesprávnom kvadrante A môže byť eliminovaná ako nepravdepodobná pre výskyt smeru osi δ3 (Marko, 2000). Ďalšou často používanou metódou je inverzná metóda. Táto metóda neslúžia na spracovanie údajov v teréne vzhľadom na jej komplikovanosť. Jedná sa teda o numerickú metódu kde výpočet spočíva v hľadaní takej orientácie a tvaru napäťového elipsoidu, ktorý by najlepšie vyhovoval smerom strižných pohybov na analyzovaných poruchách. V praxi to znamená že sa touto metódou vypočíta, pôsobením ktorého nastal pohyb na analyzovanom tektonickom zrkadle. Táto metóda nám dokáže poskytnúť aj pomer medzi osami napäťového elipsoidu nielen smer osí ako u predchádzajúcich terénnych metódach. Tento pomer osí sa označuje ako φ, v niektorých prípadoch ako R. Tento parameter vyjadruje priamo tvar napäťového elipsoidu, ktorý je charakteristický pre každé napäťový stav osobitne. Zlomové populácie pozorované na odkryvoch, z ktorých chceme vypočítať napäťový tenzor bývajú v dôsledku superpozície niekoľkých tektonických udalostí veľmi často zložité. Na odkryvoch sa nachádzajú prevažne vždy niekoľko generácií zlomov, ktoré vznikli pri rôznych tektonických udalostiach či už ohľadne času alebo smeru a veľkosti pôsobiacich napätí. V priebehu každej tektonickej udalosti charakterizovanej špecifickou orientáciou a tvarom napäťového elipsoidu môžu vznikať nové zlomy, ale zároveň sa môžu reaktivizovať staršie štruktúry (diskontinuity) ako sú aj pukliny či vrstvovitosť. Výsledkom takejto reaktivizácie môže byť homogénna alebo polygenetická populácia zlomov. To znamená, že všetky zlomy sa mohli reaktivizovať pri určitej tektonickej udalosti, ale nie všetky vznikli v tom istom období. Pri takejto populácií zlomov nie je možné na výpočet orientácie napäťového tenzora aplikovať jednoduchú geometriu novoutvorených párových zlomov. Inverzná metóda je založená na zákonitosti, že smer a zmysel strihu na ľubovoľne orientovanom zrkadle –zlome je závislý od orientácie osí napäťového tenzora, ale aj od relatívnej veľkosti týchto osí charakterizovanej parametrom φ (R). Tieto vyššie spomínané metódy a postupy sú realizovatelné pre typy tektonických zrkadiel, ktoré analyzujeme pomocou striácií. Avšak sa vynára otázka, čo keď striácie niesu? Touto otázkou sa zaoberala skupina geológov Arlegui, L.E., et al. (2006).
4.3 Metodika analýzy zlomov bez striácií: Lisle et al. (2001) poukazuje na to že poklesoví komponent na zlome s uhlom sklonu γ indikuje gradient normálového napätia σ/γ. Táto informácia, ak je dostupná pre rozdielne orientované zlomové plochy obmedzuje orientáciu hlavných napäťových osí. Tento analytický proces v základe zahŕňa porovnávanie veľkosti normálového napätia vypočítaného pre pozorované zlomy a imaginárne mierne skláňajúce sa zlomové plochy. Metóda vyhladávaceho gridu umožňuje spojenie všetkých napäťových tenzorov kompatibilnými s pozorovanými zlomami a ich príslušným zmyslom pohybu. Typická orientácia príslušných hlavných napäťových osí sa zobrazuje na strereograme, napäťové pomery R= (σ2 – σ3) / (σ1 – σ3) sa obvykle zobrazuje vo forme frekvenčného histogramu (Orife et al., 2002). Táto metóda bola použitá pri výskume recentného napäťového poľa v oblasti Concud fault (Jiloca graben, eastern Spain)
5. Prehľad poznatkov o zlomovej tektonike v záujmovej oblasti: Malé Karpaty a Považský Inovec 5.1. Malé Karpaty: Malé Karpaty sú okrajovým pohorím vnútorných Západných Karpát. Majú všetky znaky jadrových pohorí aj keď vykazujú isté zvláštnosti (Maheľ et al. , 1967). Ich výnimočnosťou je ich postavenie voči východným Alpám s ktorými sa stýkajú na západe . Vzťah týchto dvoch štruktúr sú diskutované ( Maheľ, 1981). Malé Karpaty sú zaujímavé svojou štruktúrno-geologickou stavbou a anomalitami v podobe allochtonosti samotného jadra pohoria teda granitoidmi. To bolo dokázané na základe priamych i nepriamych dôkazov. V Malých Karpatoch pretože môžme hovoriť o alpínskych príkrovoch fundamentu. Teraz už vieme že allochtonita fundamentu nieje len lokálnym javom ale je pozorovateľná aj v iných jadrových pohoriach v Západných Karpatoch. Čo sa týka samotnej geologickej stavby sú Malé Karpaty neogénnym hrastom. Fundament je tvorený zo stredne až nízkostupňových metamorfitov a telies varískych plutonitov, bol do dnešnej podoby sformovaný hlavne počas varískych tektonometamorfných udalostí. Alpínske orogenetické procesy síce do značnej miery ovplyvnili veľkorozmerovú stavbu predalpínskych komplexov a redistribuovali ich vzájomné vzťahy, avšak do štruktúry mezo- a mikrookrskov zasiahli len minimálne (okrem úzkych lokalizovaných strižných zón). Napriek tomu je však stavba fundamentu zložitá v tom zmysle, že sú tu odokryté rôzne štruktúrne a metamorfné úrovne kryštalinika (Marko, 1986)
5.1.1. Kryštalinikum a tektonika : Staropaleozoické, varísky metamorfované vulkanicko-sedimentárne komplexy sa v minulosti označovali ako „pezinsko-pernecké kryštalinikum (séria)“. Jeho najmladšia, slabšie metamorfovaná a litologicky pestrejšia časť východne od Modry je známa ako „harmónska séria“. V súčasnosti sa tieto komplexy rozdeľujú do niekoľkých litotektonických jednotiek. Kryštalinikum Malých Karpát je súčasťou dvoch novovyčlenených hlavných alpínskych tektonických segmentov (Obr.30) a to bra-tislavského a harmónskeho segmentu. Segmenty oddeľuje asi 18 km (na povrchu) dlhá modranská prešmykovo-vrásová zóna v centrálnej časti modranského gran-odioritového masívu medzi Pezinkom a Doľanmi so začleneným metamorfovaným mezo-skopickým paraautochtónnym po-kryvom (Putiš, 1987). Styk týchto segmentov (Obr.30) je výrazne tektonický s výsledným prešmykovo-vrásovým štýlom v smere SV-JZ, s ponorom prešmykových plôch na SZ, t.j. pod bratislavský segment nasunutý na JV na paraautochtónny metamorfovaný mezozoický pokryv a kryštalinikum harmónskeho segmentu ponárajúceho sa na SZ v osovej časti modranského granodioritového masívu. Tektonity granitoidov harmónskeho segmentu (bridličnaté mylonity, ultramylonity, a blastomylonity) sú tu prevrásnené so svojim paraautochtónnym mezozoickým pokryvom. Výrazne tektonický styk segmentov je v teréne odkrytý na asi 2,5 km úseku v pravom svahu od záveru Hrubej doliny severozápadne od Pezinka. Styk bratislavského a harmónskeho segmentu v oblasti Hrubej doliny je pokračovaním alpínskej modranskej prešmykovo-vrásovej zóny kryštalinika so začleneným mezozoickým pokryvom. Po analýze tektonických štruktúr kryštalinika Malých Karpát môžeme vyčleniť tieto alpínske deformačné štádiá: -paleoalpínsky presun (mediteránna fáza) príkrovu fundamentu; presunová plocha nevychádza na povrch. -dosúvanie príkrovu fundamentu spojené so vznikom strižne-násunových plôch, ktoré sú evidentné aj z vrchnej časti príkrovu fundamentu. -kompresné vztýčenie (laramská fáza) a prevrásnenie násunových plôch i sprievodných plôch kataklastickej foliácie a vznik prešmykovo-vrásového tektonického štýlu. -vznik megaflexúry sprevádza tektonický štýl tesného vejára ktorý sa otvára smerom na SZ. Toto štádium ukončil horizontálny dextrálny posun pozdĺž styku bratislavského a harmónskeho segmentu. Rekonštrukcia hercýnskych deformačných štádií je v Malých Karpatoch obtiažna, pretože hercínska metamorfná foliácia i lineácia má tu vejárovitý priebeh a jej pozícia sa silne modifikovala aj počas alpínskych deformačných štádií. Napriek tomu nasledujúce fakty nasvedčujú, že vejár je už hercínskeho pôvodu, lebo aj v alpínskych tektonických segmentoch vnútorne slabšie prepracovaných majú plochy foliácie oblúkovitý priebeh a skladajú formu vejára. Plochy foliácie sú konkordantne preniknuté granitoidným materiálom pozdĺž tohto oblúka. Vejárovitý priebeh metamorfnej foliácie sa zachoval v metamorfovanom plášti obidvoch granitoidných masívov, v modranskom masíve aj so znakmi kontaktnej metamorfózy. Ako hlavné sa javia dve hercýnske (predgranitoidné) deformačné štádiá: -s tektonicky mezo a makrovrásovo-klivážovým štýlom, spojené s hercýnskou regionálnou metamorfózou. -kompresné ohyby plôch foliácie do formy vejára.(Putiš,1987).
5.1.2. Zlomová tektonika, tektonika bratislavského masívu: Zlomové porušenie v oblasti južného okraja Malých Karpát: Tektonické poruchy vyskytujúce sa v tejto časti Malých Karpát a Malých Karpát všeobecne môžme rozdeliť na základe rôznych kritérií. Či už na základe geometrických kritérií, morfologických alebo kritérií zistených na základe geologických máp a iných interpretačných pomôcok (satelitné a radarové snímky). Na základe geometrie ich môžme rozdeliť na strmo-uklonené a subhorizontálne poruchy. Taktiež na základe geometrie (a k vzťahu ku geometrií malokarpatského hrastu) ich môžme rozdeliť na pozdĺžne, priečne a „diagonálne“ teda v tomto prípade zlomy smeru S-J. Geometrické kritérium určujúce sklon hovorí prevažne o spôsobe a mechaniky procesov a samotnom orientovaní komponentov napäťového pola. Pretože ako vyplýva s poznania že subhorizontálne zlomy tradične vznikajú pri subhorizontálnom smere pôsobenia napäťového komponentu σ1 a vertikálnom smere σ3, pričom pri strmo-uklonených zlomoch je aj smer σ3 subhorizontálny. Orientácia zlomov voči malokarpatskému hrastu a voči zlomom samotným, hovorí o sukcesií tektonických udalostí a o rotácií napäťového pola v geologickej histórií danej oblasti. Môžme ich rozdeliť na priečne, pozdĺžne a diagonálne.
Staršie štúdie o zlomovom porušení južnej časti bratislavského masívu: Územia tvoria neskoroorogénne granitoidy s enklávami kryštalických bridlíc plášťa, ktoré sú miestami prekryté kvartérnymi uloženinami najmä fluviálneho a eolického pôvodu. Vek tuhnutia granitoidného telesa stanovený rádiometricky odhaduje na 340 mil. rokov (Cambel a Vilinovič 1987). Už dávnejšie je známa bloková stavba južného okraja bratislavského masívu (Čepek,1983, Myslil,1958), ktorej významným morfologickým prejavom je Devínska a Lamačská brána, sledujúce devínsky a lamačský zlomový systém. Reprezentujú mladé poruchy smeru SZ-JV, porušujúce východný okrajový zlom malokarpatského hrastu (Myslil,1958). Mezoskopické štruktúry boli študované na odkryvoch, ktoré vznikli pri výstavbe komunikácií, Mosta mládeže a inžinierskych sietí v doline Vydrica, kde sa predpokladá zlom smeru S-J. V bratislavskom masíve sú opísané dve skupiny porúch (strmé a mierne uklonené), ktoré sú opísané z viacerých jadrových pohorí v Západných Karpatoch, čo znamená že nie sú lokálnym javom. Obidva systémy porúch sú zrejme produktom rozličných etáp tektogenézy, ale boli často rejuvenizované a využívali sa na relaxáciu napätia v priebehu celej deformačnej histórie bratislavského masívu (Marko a Uher,1992). Výsledkom je zložitý tektonický záznam, ktorý je výsledkom interferencie vnútorného a vonkajšieho tektonického napätia (Vollbrecht et al.,1991, McEwen a Hillary, 1985). Vnútorné napätie sa uplatnilo v záverečnom období diferenciácie horniny, teda keď chladla. Najstaršie, mierne uklonené (resp. subhorizontálne) fraktúry, sa mohli tvoriť pri chladnutí a kontrakcií plutónu. Tieto subhorizontálne fraktúry sú vypĺňané mladšími diferenciátmi granitu, a to pegmatitom a aplitom a to vo vrchných častiach granitoidného telesa, kde sa v dôsledku výzdvihu, chladnutia a dekompresie otvárali trhliny pri extenznej zložke napäťového tenzora σ3 v subvertikálnom smere. Dôkazom neskoršej rejuvenizácie tejto iniciálnej frakturácie je, že v mladších etapách niektoré nadobudli strižný charakter. Preto žily aplitu a pegmatitu bývajú lemované strižnými poruchami, ktoré majú charakter mylonitových zón. Všetky mierne sa ukláňajúce sa mylonitové zóny majú jednoznačne poklesový charakter dokladajúci extenzné podmienky pri vyklenovaní masívu. Po tomto relatívne najstaršom extenznom období sa uplatnením vonkajšieho tektonického napätia vyvolaného regionálnymi tektonickými udalosťami skomplikovala stavba telesa vznikom skupiny rupturálnych deformácií väčšinou strižného charakteru. V poruchách vznikla ílová výplň, ktorá uľahčila pohybom na poruchách znížením trenia . Vďaka ílovej výplni znižujúcej trecí odpor sa rejuvenizovali aj poklesové pohyby pozdĺž starých mierne uklonených mylonitových zón. Tým možno vysvetliť usekávanie relatívne mladších strižných ruptúr na týchto zónach (Marko a Uher, 1992). Autory sa domnievajú že, všetky zlomy v určitom období fungovali ako poklesové štruktúry. Na najstarší devínsky systém bol naložený lamačský systém a obidva uťal malokarpatský okrajový zlom a jeho systém. Malokarpatský zlomový systém umožnil vyklenutie malokarpatského hrastu. Vzhľadom na vek miocénnych sedimentov na vyzdvihnutých kryhách sa najmladšie pohyby udiali po vrchnom bádene. Podľa Čepeka (1983), je najjužnejšia časť Malých Karpát ohraničená systémom paralelných SZ-JV porúch spôsobujúcich hrásťovú stavbu. Tento systém je typický pre celú južnú časť Podunajskej panvy. Morfologickým prejavom južného okrajového zlomu hrastu Malých Karpát je Dunajský prielom, ktorý je založený na zlomovom systéme SZ-JV (Koutek a Zoubek, 1936). Prejavuje sa nielen morfologicky ale aj drvením dolomitov a puklinatosťou paralelnou s prielomom čo môžme pozorovať aj v teréne na hradnej devínskej skale. Takto môžme rozdeliť zlomy v Malých Karpatoch: Priečne zlomy v južnej časti Malých Karpát (bratislavský masív)
5.1.2.1. Zlomy S-J smeru v južnej časti Malých Karpát (diagonálne zlomy)
S-J zlomy neboli dlho považované za dôležité, ale dnes vo svetle najnovších výskumov sa javia ako jeden z najvýraznejších zlomových systémov. Dnes môžeme tvrdiť, že S-J zlomy sú pre Malé Karpaty typické (Marko., 1986). nápadné S-J línie:
5.1.2.2. Pozdĺžne zlomy v stavbe bratislavského masívu
5.1.2.3. Pozdĺžne prešmyky Tieto zlomové poruchy prešmykového charakteru smeru SV-JZ, teda paralelného smeru s osou malokarpatského hrastu. Môžeme ich rozdeliť do dvoch skupín: a to smerné severovergentné prešmyky a spätné juhovergentné. S týchto dvoch typov podľa mnohých autorov sú pravdepodobne najvýznamnejšie smerné prešmyky kryštalinika na obalové mezozoikum ( Marko., 1986).
5.2. Považský Inovec: Považský Inovec je megaantiklinálne jadrové pohorie (Máheľet al., 1967). Je súčasťou dunajského bloku (Fusán et. al, 1971). Kryštalické jadrá sú v allochtónnej pozícii vzhľadom na svoje podložie. Je to viditeľné na lokálnych tiažových anomáliách v jadrových pohoriach dunajského bloku (Pašteka et al. 1980). Jadro Považského Inovca je pretiahnuté v smere SSV-JJZ, podobne ako u Malých Karpát, čo poukazuje na ich výnimočnosť, keďže sú orientované pod veľkým uhlom voči okolitým štruktúram Západných Karpát, ktoré sú orientované SV-JZ. Z analýzy stavby vyplýva, že mladšie paleozoikum má príkrovovú stavbu (tektonické šupiny) a celá táto štruktúra bola sunutá zo Z na V (Štimel et al. 1984). Tento smer transportu nesúhlasí s celkovým presúvaním jednotiek v Západných Karpatoch ktorý bol generálne S-J. Táto nezhoda sa dá vysvetliť rotáciou kryštalického bloku na severozápad resp. Západ. Je tu možnosť riešiť tento problém ako pasívne nasúvanie sekvencií mladšieho paleozoika na podsúvané podložie v dôsledku jeho sinistrálnej rotácie pozdĺž zlomov priečneho smeru a to konkrétne hrádockého a jastrabianského zlomu. Je to doložené aj množstvom prešmykov, ktoré sa vyskytujú len v zóne medzi týmito dvoma zlomami. Avšak nastáva tu problém s mechanizmom rotácie na týchto zlomoch, keďže je predpoklad že tieto zlomy sú strmo uklonené. Rotácia blokov prebieha zväčša na šikmo uklonených plochách. Niektoré údaje zo severnej časti Považského Inovca skutočne svedčia o tom, že došlo buď k rotácií, alebo k inej tektonickej udalosti, ktorá spôsobila deformácie v tejto časti pohoria (Putiš, 1981, Maheľ,1979). Polooblúkovité stáčanie štruktúr v severnej časti (Putiš, 1981) sa vysvetľuje ako sperená štruktúra vyniknutá horizontálnym pohybom na jastrabianskom zlome (Marko, 1986). Zlomy v Považskom Inovci tiež môžme rozdeliť na:
5.2.1. Priečne zlomy: Majú smer SZ-JV, teda idú naprieč vyklenutiu Považského Inovca. Plnili úlohu pri vykleňovaní karpatského oblúka. Prejavujú sa aj ako tiažové anomálie (Pašteka, 1980). Sú veľmi výrazné a majú priamočiary priebeh. Dôležitou skutočnosťou je, že tieto zlomy smeru SZ-JV sú často výraznými rozhraniami či už geologickými alebo aj geofyzikálnymi v alpínskej stavbe Západných Karpát. Zrejme nejde len o prekopírované rozhrania na úrovni fundamentu ale o mladšie alpínsky prepracované štruktúry (Marko, 1986). Povrchovým prejavom týchto priečnych porúch sú tieto zlomy:
5.2.2.Pozdĺžne zlomy: Tieto zlomy idú pozdĺž vyklenutiu pohoria, čiže ho ohraničujú od okolitých depresií. Považskom Inovci ako aj v Malých Karpatoch musíme tieto pozdĺžne zlomy rozdeliť na minimálne dva kinematický odlišné typy a to:
Týmto zlomom priraďujeme okrajové zlomy Malých Karpát a Považského Inovca. Pozdĺž týchto okrajových zlomov sa obidve pohoria (hraste) vykleňujú a zrejme patria k najmladším štruktúram. Tieto poklesové zlomy majú generálne smer SV-JZ.
Prešmyky sú späté s centrálnymi časťami oboch pohorí. Tieto prešmyky môžme rozdeliť ešte na dve skupiny a to:
K poklesovým zlomom môžme zaradiť tieto zlomy:
Severovergentné prešmyky:
Prešmyky s vergenciou k západu: Sú to zlomy smeru SSV-JJZ. Západovergentný prešmyk kryštalinika vznikol v D3 deformačnom alpínskom procese a má súvis so šupinovou stavbou západného okraja severného bloku (Putiš, 1981). Prejavom šupinovej stavby je kliváž S3 uklonená zhruba 45° k VJV (Marko, 1986).
Pozdĺž týchto prešmykov boli východné kryhy vyzdvihnuté o 0,5 až 1 km. Sú to najmladšie alpínske prešmyky, mladšie ako východovergentné prešmyky (Marko, 1986)
|
|||||||||||||||||||||
