structurala

7/29/2019 structurala

1/18

Stress

Reprezinta intensitatea forte ice actioneaza pe un plan, este definit ca raportul dintre forta totala si

suprafata planului. Acest raport este denumit stress si reprezinta forta pe unitatea de suprafata.

Stresul ce actioneaza pe un plan este complet reprezentat printr-un vector, vectorul de stress, care are

marimea egala cu raportul fortei la suprafata si directia paralele a cu directa fortei ce actioneaza pe

planul respectiv.

Conventional stresurile compressive sunt positive, iar stresurile de tensiune sunt negative.

Componentele stresului

Asupra unui cub elemenar acioneaza forte pe fiecare fata a cubului, aceste forte pot si descompuse in 3.

Una normal la fata cubului si celelate paralele la muchii. Prin descompunerea fortelor si raportand

valorile lor la suprafetele cubului se obtin petru fecare fata a cubului cele 3 componente ale stresului.

Stari speciale de stress:

- Stress triaxial : este o stare generala, cea mai comuna din natura in care sigma 1, sigma 2 sisigma 3 sunt diferite de 0

- Stress biaxial : doua din stresurile principale sunt diferite de 0 si unul este egal cu 0.- Stress uniaxial : un stress principal nu este 0 celelalte sunt.- Stress axial : doua stresuri sunt egale si mai mici decat cel de-al treilea compresiune axiala ,

sau cand doua stresuri sunt egale si mai mari decat al 3-lea extensiune axiala.


2/18

- Stress de forfecare pura : un tip special de stress in care primul si al 3-lea stress sunt egale sidiferite de 0, iar cel de-al doile este egal cu 0

- Stress hydrostatic : toate stresurile principale sunt egale intre ele si diferite de 0, cu valoripositive. In caz de valori negatve s-ar numii tensiune hidrostatica.

- Stress mediu : media aritmetica dintre cele 3 stressuri principale- Stress deviator : are in component stressuri normale si de forfecare diferite de 0.

Strain si deformare

Daca un corp de roca este supus la actiunea stressului, particulele sale individuale se deplaseaza in

pozitii noi. Unele particule supera numai translatie, in timp ce altele sufera distorsiuni si rotatie. Luand

in considerare pozitia initala in stare nedeformata si pozitia finala in stare deformata a particulei putem

construi un vector care descrie deplasarea particulei. Modul de dispunere al vectorilor de deplasare

creaza ceea ce numim deformatie.

Strain inseamna descrierea numerica a ceea ce inseamna deformare.

Starea de stran intr-un corp de roci deformat omogen este complet diferita daca se determina

orientarea si marimile strainurilor principale mai exact pozitia in spatiu si dimensiunile elipsoidului

derivat dintr-o sfera cu raza unitara.

Pentru a define complet deformarea trebuie sa cunoastem :

- Orientarea initiala a unor linii din corpul nedeformat in raport cu directiile principale aleelipsoidului de strain.

- Pozitia initiala a unor particule din corpul deformat.Numai in acest mod putem recreea campul de deplasare, care defineste deformatia.

Orientarea initiala a directiilor principale poate di exprimata printr-o rotatie , iar pozitia initiala a unei

particule in raport cu pozitia actuala, deformata, poate fi exprimata printr-o translatie.

Orice deformare omogena poate avea 3 componente:

- Strain- Rotatie-

Translatie

Exista cazuri in care una sau doua component pot fie gale cu 0, astfel avem 3 cazuri pure :

- Atunci cand translatia este singura diferita de 0 avem o miscare de translatie a corpului rigid saude translatie pura

- Atunci cand rotatia este singura diferita de 0, avem o miscare de rotatie a corpului rigid saurotatie pura


3/18

- Atunci cand strainul este singurul diferit de 0, deformarea se numeste strain pur.Incercarea de a stabili daca deformatia este un strain pur sau cuprinde si component de translatie sau

rotatie depinde de modul in care alegem cadrul de referinta. O deformatie geologica este correct

clasata daca reusim sa stabilim cu precizie cadrul de referinta inainte si dupa deformare. Cum acest

aspect este arbitrar, vom allege cadrul de refrinta cu originea in central elipsoidului de strain si cu axelein asa fel incat sa corespunda directiilor principal, astfel celalte component, de rotatie si translatie sa fie

0.

Singurul component care poate fi reconstituit in afloriment este strainul, de aceea geoogi utilizeaza

termenii de strain si deformare ca sinonimi.

Mecanisme de deformare

Rocile si mineralele deformate la o serie mare de presiuni si temperaturi, prezina o gama larga de

comportari macroscopic si microscopice, care se incadreaza in 3 mari categorii:

1. Fracture de extensiune: - caracteristice comportarilor extreme de casante2. Falii :- caracteristice comportarilor de tranzitie de la casant la ductil.3. Deformare ductile ( curgere libera) : - in cazul comportarilor din domeniul plastic

Toate rocile pot trece de la comportari casante la intermediare si apoi comportari ductile, in conditiile

cresterii presiunii si temeraturii:

- La presiuni si temperauri joase sunt caracteristice fracturile- La temeperaturi si presiuni medii predomina faliile- La temperature si presiuni ridicare predomina deformarile ductile

Intre cele 3 comportari pare sa existe o trecere gradate.

1. Fracture de extensiuneAu loc ideal la o sarcina geoogica egala cu 0. Materialele casante supuse unui stress compresiv vor ceda

pe suprafete paralele cu apasarea compresiva , formandu-se fracture de extensiune. Daca la un cub se

aplica forte compressive pe 2 fete ale acestuia, pe celalte doua libere apar stresuri tensive, care

formeaza fracturi de extensiune paralele cu fetele libere. In natura este practic imposibil sa avem

stresuri tensive, de aceea fracturile extensive au loc la adancimi foarte mici, si sunt imposibile la

adancimi mai mari de cateva sute de metrii.

Formarea fracturilor de extensiune are legatura si cu comportarea rocilor cum ar fi : pierderea coeziunii,

oboseala rocilor, neomogenitatea rocilor.

2. FaliiFaliile include toate tipurile de fracture cu exceptia celod de extensiune. Planele de rupere reprezinta

plane de cedare sub influenta fortelor de forfecare. Faliile se formeaza parallel cu planele de forfecare, a


4/18

caror pozitie este conditionataa de raporturile intre stresurile ce actioneaza. Fracturile de forfecare se

dezvolta parallel cu cele 2 plane exhivalente pentru care stresul de forfecare este cel mai mare.

Se formeaza falie normala atunci cand stressful din A creste progresiv pana ajunge egal cu cel din B si

invers cand acesta scade progresiv pana ajunge egal cu cel din C.

3. deformareaductila.

Tipul de deformare in

care rocile se deformeaza

prin distribuirea

strainului intr-o maniera

uniforma in intreaga

masa deformata, se

numeste comportare

ductile.

Mecanismele de

deformare trebuie

considerate la o scara

mai mica, si anume aceea

a unitatilor de curgere:

- Fragmente de roca sau cristale curgeri clastice- Cristale curgeri super plastic- Domeniul intracristalin curgeri plastic- Atomii, moleculele sau lacunele din reteaua cristalina curgeri prin difuziune

Se disting 3 mecanisme de deformare :

a) Curgere cataclastica mediul sufera o microfracturare si fragmentele de roci astfel create sedeplaseaza unele in raport cu celelalte. Au loc zdrobiri, aglomerari. Particulele sunt libere la

translatie sau rotatie sau chiar rupture.

b) Curgerea plastica cristalele se deformeaza prin alunecare pe plane de dislocatii, prin cutare simaclare la temperature joasa si prin alunecare si crestere a dislocatiilor la temperatura ridicata.Miscarea se face pe plane de alunecare, prin asa numitele miscari intra-granulare.

c) Curgerea super plastic a cristalele aluneca unele pe alteled) Curgere prin difuziune in volum deformarea se produce prin actiunea difuziunii, care conduce

la formarea lacunelor in reteaua cristalina.


5/18

Factorii care controleaza comportarea rocilor la stress

Conditiile in care reactioneaza rocile la actiunea stressului sunt foarte diferite in functie de mai mult

factori, cum ar fi :

- Presiunea litostatica- Temperature- Timpul- Solutiile din pori- Anizotropia1. Influenta presiunii litosferice

Rocile consolidate, casante, pot fi cutate deoarece in momentul cutarii ele se afla sub o presiune

litostatica ridicata, provocata de greutatea mare a rocilor de deasupra. Rocile in conditii de suprafata

prezinta deformatii plastic foarte reduse, dar sub actiunea presiunii litostatice din ce in ce mai mare

putem avea deformatii plastic spectacular

2. Influenta temeraturiEfetele temperaturii asupra proprietatilor mecanice ale rocilor sunt mai reduse decat cele ale presiunii,

dar temperature faciliteaza deformatia, rocile devenind mai ductile.

3. Influenta timpuluiTimpul are un rol foarte important in deformarea rocilor. Rocile care se prezinta ca substante casante la

eforturi mecanice de scurta durata, se comporta plastic la eforturi sustinute pe o durata mare de timp.

In geologie sunt foarte importante stressurile mici care actioneaza continuu in timp indelungat. Creep-ul

este un effect combinat al unei deformari elastic cu o deformare permanenta.

4. Influenta fluidelor de impregnatieExperiente facute in prezenta fluidelor arata ca acestea au o mare influenta asupra deformatiei plastie a

rocilor. Atunci cand fluidele dau reactii chimice cu rocile inconjuratoare deformatiile sunt mult mai

importante.

5. Influenta anizotropiei rocilorLa toate rocile sedimentare, stratificatia determina o anizotropi, iar la rocile cristaline, anizotropia este

datorata foliatiei si liniatiei. Rezistenta in astfel de roci depinde de orientarea fortelor aplicate in raportcu structurile planare ale rocilor. Experientele au aratat ca rezistenta la compresiune creste

perpendicular pe foliatie sau stratificatie, iar rezistenta la ensiune creste pe directive paralela cu foliatia

sau stratificatia.


6/18

Regimuri tectonice, teoria de faliere Anderson

Nu exista stress la suprafata pamantului, deci normal dusa la suprafata pamantului este paralela cu una

din stresurile principale.

Conform teoriei lui Anderson de faliere, una din axele principale ale stresului este mereu perpendicular

pe suprafata pamantului, in timp ce celelalte doua sunt orizontale.

Falie normal sigma 1 este vertical

Falie inversa sigma 3 este vertical

Falie strike slip sigma 2 este vertical

Mecanisme de cutare

Mecanismele de cutare variaza in functie de :

- Adancimea la care se produce cutarea- Competent si incompetenta materialului- Modul de aplicare al fortelor

Sunt recunoscute 6 tipuri de mecanisme:

1. Cutare prin flexionare si alunecareIn timpul indoirii unui strat, partea convexa este supusa la o tensiune, in timp ce partea concava este

supusa la compreiune. Daca materialul este sufficient de ductil el se va deforma plastic, partea convexa

se va alungi si subtia, iar partea concave se va scurta si ingrosa. Daca materialul este casant se va

deforma prin rupture, pe partea convexa apar flancuri de tensiune, iar pe partea concave falii de

incalecare.

Deformarea unui strat poate fi continua sau discontinua.

Deformarea continua : deformare masiva pe flancuri, afectata de aplatizarea rotationala data de o

alunecare simpla corespunzatoare cuplurilor de forte de sens opus.

- Deformarea maxima in sarniera: partea superioara a stratului sufera o alungire in timp ce parteainferioara sufera o scurtare.

Deformarea discontinua : cute deformate in sarniera, apar rupture la partea superioara si falii incalecate

la partea inferioara.

- Cute deformate in flancuri : apar fisuri de tensiune provenite dintr-un cuplu de forteperpendicular pe elipsoidul de deformare.

Studiul deformatiei unei stive de strate


7/18

Deformarea depinde de propietatile reologice ale lor. Raza de curbura a stratelor variaza intro cuta. In

procesul de cutare stratele aluneca unele pe altele, se formeaza striuri de alunecare perpendicular pe

axa curbei.

La o stiva de strate omogene, curba stratelor se accentueaza in adancime. La o stiva de strate

neomogene se recunosc mai multe situatiii.

2. Cute de aplatizareAre loc cand asupra unei succesiuni de strare actioneaza numai fortele care produc o aplatizare

generala. Se modifica grosimea stratelor. Acest tip de ctare este foarte rar singur, de obicei aplatizarea

este insotita de flexionare sau curgere.

3. Curbarea de curgereSe produce in roci cu plasticitate ridicata si este definite pentru toate cutele care se formeaa fara a se

produce o scurtare perpendicular pe planul axial. Se paote produce printr-o deformare continua sau

discontinua, iar ambele cazuri deplasarea ramane paralela cu directia data.

Forma cutbei poate fi simpla daca alunecarea se face pe o singura directive sau foarte complicate daca

se produce pe 2 sau mai multe directii. 9 cute de curgere turbulent )

4. Cutare prin flexionare si forfearecand flexionarea cu deformare maxima in flancuri depaseste un anumit nivel are loc forfecara flancurilor

cu formare a unor falii cu character de incalecare

5. Curbarea prin flexionare si aplatizareIn cazul actiunii fortelor tectonice asupra unei serii de roci sedimentare neomogene litologic, rare ori are

loc numai felxionare sau aplatizare, de obicei acstea apar combinate.

Flexionarea precede aplatizarea. O serie de sedimente supusa comresiunii se curbeaza prin flexionare, in

prima faza fand cute izopace, apoi se deformeaza prin aplatizare. Daca aplatizarea este neomogena

cutele formate au geometrii foarte complicate.

Flexionarea este contemporana cu aplatizarea. O serie de srate competente si incompetente, in

alternanta, supuse la compresiune reactioneaza diferit in sensul ca stratele competente se vor deforma

prin flexionare, iar cele incompetente prin aplatizare. Cutele formate prin acest mechanism pot fi foarte

complicate daca planul de platizare nu este perpendicular pe cel de stratificatie.

6. Cute kinck, en chevron si conjugateCutele kink sunt cute similare , de talie mica, a caror raza de curbura este nula si ale caror flancuri si

plane axiale sunt plane cu dimensiuni de pana la 10 cm latime.

Cutele in zig zag termen aplicat acelor cute egal spatial de dimensiuni mai mari decat kinck-urile


8/18

Cute conjugate cute la care 2 benzi de kinck se intersecteaza

Cute en chevron acele cute in care raza de curbura ese foarte mare pe o parte si nula pe cealalta parte

dand nastere la spatii goale in forma de triunghi in sarniera.

Nivele structurale

Domeniile scoartei terestre unde mecanismele dominante de dormare sunt aceleasi se numesc nivele

structurale. Termenul nivel este utilizat pentru a araa ca aceste domenii sunt in general suprapuse unele

peste altele.

Deformarile sunt datorate miscarilor de compresiune ce apar in timpul formarii si evolutiei unu lant

orogenic.

Se separa domenii caraterizare prin comportare casanta, ductile si fuziune ( lichid foarte vascos ), in

cadrul carora se pot delimita subdomenii. Fiecare din aceste domenii se caraterizeaza prin mecanisme

de deformare proprii, care produc structuri specifice.

Mecanismele de deformare, dependente de comportamentul rocilor, vor fi urmarite in conditii de

crestere a temperaturii si presiunii:

- Roci casante fracture , falii de incalecare domeniu caracterizat de existent faliilor si lipsacutelor. Mechanism de deformatie forfecarea

- Roci ductile cute. Ductilitate redusa cute izopace ; ductilitate mare transformarea tuturorelementelor in elipsoizi aplatizati. Mechanism de deformatie aplatizarea

- La temperature apropiata de punctual de topire rocile se comporta ca lichide mai mult sau maiputin vascoase. Mechanism de deformatie curgerea.

Trecerea de la un mechanism de deformare la altul este gradate si ste posibil ca in unele domenii sa

intervina mai multe mecanisme de deformare in acelasi timp, tipurile de roci raspunzand diferit la

temperature si presiune.

In functie de tipurile de structure, determinate de actiunea principalelor mecanisme de deformare,

Mattauer a separate 3 nivele structurale:

1. Nivelul structural superior : caracterizat prin structuri de tipul faliilor, formate prin mecanismulpredominant de forfecare. Comportarea rocilor casanta.

2. Nivelul structural mediu : comportarea rocilor este ductila, se formeaza structure de tipulcutelor izopace prin mecansimul predominant flexiune.

3. Nivelul structural inferior : dezvoltat pe o adancime mare de presiune si temperature mari. Ainceput are loc aplatizarea iar pe Maura cresterii temperature incepe sa actioneze curgerea. In

parte superioara a domeniului apare aplatizarea cu sistuozitate generala iar la parte inferioara

apare curgerea vascoasa. Acest domeniu corespunde metamorfismului.


9/18

8.Diapirismul i cutele diapire

Diapirism:reajustarea gravitaional a maselor cu distribuii de densitate instabil, cum ar fi inversiunea

de densitate , unde rocile mai dense acoper roci mai puin dense.

Pentru a se realiza procesul de diapirism sunt necesare urmtoarele condiii:

1. O densitate invers: n material cu densitate joas acoperit de un material cu densitate mare.

2. Mare mobilitate (= vscozitate mic) a materialului cu densitate mic.

3. Incrcare local sau o perturbaie iniial pe suprafaa materialului cu densitate redus care s

produc un gradient de presiune lateral n acest material.

9. Falii gravitaionale: definitii, tipuri, mecanisme de formare

Se utilizeaz termenul de falie gravitaional pentru acele falii la care compartimentul din

acoperi s-a deplasat direct n jos pe nclinare. Formate prin ntindere a scoarei terestre, fiind generate

de micri de distensiune. Pot avea nclinri ntre 0 i 90, frecvent mai mari de 45.

Dimensiunile faliilor gravitaionale pot varia de la ceni- metri la mii de km, cu srituri ce pot depi

uneori 23 km. Rareori izolate, de obicei fiind grupate i formnd asociaii caracteristice.

Dezvoltarea structurilor de tip graben in multe zone ale globului terestru a facut ca preocuarea

pentru explicarea formarii si evolutiei lor sa fie permanenta de la inceputut secolului si pana in prezent,

modelele imaginate fiind in concordanta cu conceptele geotectonice ale fieearei perioade.

Modelul formaril grabenelor prin mecanismui de subsidenta in pana a fost acceptat de

majoritatea cercetatorilor. Aici prezentam modelul lui Bott. El a presupus ca litosfera este supus la un

stress tensiv. Stratul casant raspunde la inceput printr-o extensiune elastica in timp c partea ductila de

dedesubt se deformeaza prin curgere lenta, vasco-elastica.

Conceptul modern al formrii grabenelor s-a nscut din ipoteza subsidenei n pan elaborat de

Vening Meinesz care a sugerat c faliile normale formate prin fracturare de forfecare datorit forelor

de tensiune crustal pot produce o pan ngust cu vrful n jos, de crust continental, cu o lime de

circa 65 km. A Aceast pan este izostatic subsident i formeaz o vale de rift limitat de zone nalte,

fiind generat de o arcuire elastic n sus a crustei.


10/18

In regiuni cu flux termic mediu, crusta continental const dintr-un strat superior casant, n jur

de 1025 km grosime, care se deformeaz prin faliere (mecanismul principal de deformare este

forfecarea) i un strat ductil inferior, care se deformeaz prin curgere lent gravitationala. Falierea

asociat formrii grabenelor va penetra numai partea superioar casant a crustei i nu ntreaga crust.

10. Asociatii de falii gravitationale

Faliile gravitaionale se pot asocia formnd structuri caracteristice: Astfel, n plan (pe hart) pot s

apar falii paralele i falii n releu, iar n seciunea vertical se contureaz grabene, horsturi, semi-

grabene, blocuri faliate nclinate, cmp de falii, falii antitetice i sintetice.

1. Faliile gravitaionaleparalele se dezvolt cnd direcia forei de distensiune este perpendicular pe

direcia zonei faliate, astfel nct rezult falii cu orientare paralel ntre ele i aproximativ aceeai extin-

dere n suprafa.

2. Faliile gravitaionale n releuse formeaz prin aciunea unui cuplu de fore care genereaz falii

nclinate aproximativ paralele ntre ele, dar decalate n spaiu (fig. 7.41). Dispoziia faliilor este paralel

cu axa mic aelipsoidului de deformare rezultat prin aciunea cuplului de fore, faliile fiind provocate de

tensiune.

3. Grabenul sau fosa de afundareeste o asociaie de falii normale (gravitaionale) care delimiteaz

un compartiment (bloc) central cobort n raport cu compartimentele vecine (fig. 7.42).

In ultimul timp se uti lizeaz termenul de rift sinonim cu grabenul( grabenele de dimensiuni mari),

4. Horstulreprezint o asociaie de falii gravitaionale care delimiteaz un bloc ridicat fa de

blocurile vecine. De obicei grabenele i horsturile apar asociate.

La grabene i horsturi, faliile au nclinri opuse pe cele dou compartimente. Dac faliile au acelai sens

de nclinare pot forma asociaii denumite semi-grabene sau semi-horsturi, dup cum structura major

predominant este de afundare sau ridicare.

5. Blocuri faliatenclinate rezult dintr-un semi-graben la care a avut loc i o rotire a

compartimentelor, fie pe un flanc fie pe ambele flancuri, n raport cu o ax paralel cu direcia faliilor.

Din aceast rotire, stratele care iniial erau orizontale devin mai mult sau mai puin nclinate .Uneori cnd

nclinarea este mic se pot forma suprafee structurale (suprafee de eroziune, paralele cu stratificaia),

dezvoltate ntre dou falii succesive.

6. Cmp de falii, reprezint o asociaie de falii gravitaionale n cadrul creia nu exist o ordine strict

de dezvoltare a faliilor .

7. Faliile sintetice i antiteticerezult din falii normale sau inverse care se rotesc fa de poziia lor

iniial cu ntregul bloc faliat. Dac rotirea general a blocului este n acelai sens cu rotirea unei falii

atunci ia natere o falie sintetic, iar dac rotirea general este de sens opus rotirii faliei individuale se


11/18

formeaz o falie antitetic. Cnd compartimentele grabenelor, horsturilor sau semi-grabenelor sufer

rotiri atunci iau natere falii sintetice i antitetice. Astfel de falii se pot forma i n cazul faliilor inverse.

11. Falii de nclecare: tipuri, asociaii

Sunt falii la care compartimentul din acop prez o deplasare relativa in sus pe inclinarea faliei fata

de compartim din culcus. Se mai numesc si falii de compresiune sau falii de contractie (pt f care

scurteaza un plan arbitrar ales) .

Tipuri genetice de incalecari:

In functie de modul de formare a faliilor de incalecare se pot deosebi uratoarele tipuri:

1) incalecare brizanta ( cuta faliata) falie ce taie transant o succesiune de roci, diagonal pe stratif(cuta faliata);

2) incalecare de intindere (cuta-falie) - se formeaza prin exagerarea unei cute cu flanc invers supus la

intindere si laminat care apoi cedeaza dupa un plan de ruptura de-a lungul caruia se produce deplasarea

compartimentelor;

3) incalecare de forfecarerezultadin reactia rocilor la actiunea stressului compresional prin cedare

pe planul de forfecare, de-a lungul carora se produc alunecarile compartimentului din acoperis in sus pe

inclinare;

4) incalecare dupa stratificatie - planul de rupere coincide cu o supraf de stratif. Iau nastere prinalunecarera unor stive de strate pe un plan de desprindere ce se formeaza intr-un pachet de roci cu

plasticitate ridicata. Daca deplasarea se face pe dist mari rezulta decolari (desprinderi);

5) incalecare de eroziune - incalecari a carei parte frontala ajunge la supraf Pam, iar compartimentul

din acperis aluneca pe o supraf de eroziune. Se formeaza cand vitteza de avansare a compartim din

acoperis este > decat viteza de eroziune;

6) incalecare complexa este definita falia ce cuprinde segmente cu diverse caractere, putand fi

initial o incalecare pe stratificatie, apoi de forfecare iar la partea sup poate deveni incalecare de

eroziune.

7) incalecare cutata - supraf de alunec, initial plana, s-a ondulat prin procese de cutare posterioare

formarii faliei.

8) incalecare listrica ( falie listrica inversa) - falie curba, concava spre patrea superioara, in care

segmentul sup este o falie inversa de unghi ridicat, segmentul median este o falie de unghi mediu, iar

partea inferioarae este o falie plana pe stratificatie.


12/18

9) incalecare in trepte falie al carui plan este format dintr-o succ de segm parelele cu stratif si segm

care taie stratificatia, avand o forma generala de scara (paliere si rampe).

Asociatii de falii de incalecare:

Daca fiecare incalecare intr-un sistem repetea marimea si forma incalecarii

vecine, atunci rezulta un sistem imbrigat. Se cunosc doua tipuri de siateme

imbrigate:

a) structura imbricata reprezinta o asociatie de incalecari de intindere

(cute-falii) care inclina inacelasi sens, cu unghiuri de inclinare asemanatoare;

provine din asoc de cute izoclinale deversate care isi pierd flancurile inverse,

prin laminare devenind falii de incalecare.

b) evantai imbricat asociatie de incalecari in cadrul caruia faliile individ

au tendinte de racordare intr-un pct, astfel incat pachetele de strate

delimitate de faliile individuale au forma de triunghi;

c) duplexuri sist de incalecari in cadrul carora faliile individ se

racordeaza asimptotic la partea sup si inf la doua plane princip de alunecare.

Exista 3 tipuri de duplexuri:

-ce se afunda spre hinderland; cu forma de capita;

-ce se afunda spre foreland;


13/18

d) sist de incalec listrice asoc de falii listrice de incalecare, care se racordeaza de partea inf la un

plan de decolare sau de delaminatie.

12. Cute asociate faliilor de incalecare.

Uneori sunt generate cute care nu se formeaza prin mecanismele obisnuite ci sunt cute incluse

in roci datorita evolutiei pachetelor de roci pe faliile de incalecare. Acestea se pot forma in rocile care nu

sunt deformate prin cutare ci numai prin rupere.:

- cute formate prin arcuirea planului de falie .

-cute formate prin propagarea faliei

- cute formate prin detasarea unui pachet de roci pe un alt pachet de roci

13. Panze de sariaj: elemente, tipuri

Pnza de ariaj este o unitate tectonic alctuit din mase mari de roci deplasate de-a lungul

unei suprafee de ruptur, numitplan de ariaj, peste o alt unitate geologic, numit autohton.

Termenul pnz de ariaj" se utilizeaz pentru deplasri care depesc 510 km; pentru deplasri pe

distane mai mici se utilizeaz termenul de nclecare sau skib (skiba=brazd).

ariajul este fenomenul de deplasare a unei uniti geologice la distan mare de locul ei de origine.

O pnz de ariaj are urmtoarele elemente

planul de ariaj, reprezentnd suprafaa de ruptur de-a lungul creia are loc deplasarea corpului

pnzei;

rdcina, reprezentnd zona de origine a pnzei (la multe pnze este greu de stabilit datorit

desprinderii complete de substratul su);


14/18

arniera frontal (=partea frontal), reprezentnd locul geometric al punctelor extreme atinse de

pnz;

arniera radical, adic zona din autohton din spatele creia provine pnza;

limea de acoperire, care este distana msurat pe orizontal dintre arniera frontal i

arniera radical, perpendicular pe direcia pnzei.

Clasificarea pnzelor de ariaj.

Aubouin, 1973, funcie de dimensiunile maselor antrenate clasific pnzele de ariaj dupcriterii

geometrice n :

- pnze de gradul I (cute culcate cu flancul invers mai mult sau mai puin alungit)

- pnze de gradul II (care provin dintr-o ruptur, dup o suprafa suborizontal),

precum i funcie de constituia acestora, n :

-pnze de soclu"

- pnze de cuvertur".

Dumitrescu, 1962, mparte pnzele de ariaj dup modul lor de formaren patru tipuri i anume:

1.Pnze de ariaj de gradul I(=de supracutare) provin din exagerarea unei cute deversate, care

evolueaz ntr-o cut-falie, prin ntinderea flancului invers i apoi prin mrirea deplasrii pe planul de

ruptur se transform ntr-o pnz. Aceste panze presupun existena unor strate alctuite prin roci

plastice pe care se produce alunecarea, pe planul de ariaj fiind puse n contact, ntotdeauna, formaiuni

mai vechi (ale pnzei) cu formaiuni mai noi ale autohtonului.

2.Pnze de ariaj de gradul II(=de forfecare) rezult prin exagerarea unei falii inverse cu nclinare

mic, format prin forfecare. Pnzele de ariaj de forfecare snt independente de cutare i snt de dou

tipuri: de forfecare iniial i de forfecare subsecvent.

a.Pnzele deforfecare iniial se formeaz n zone n care cuvertura sedimentar este necutat n

cadrul acestor pnze formaiunile mai vechi stau ntotdeauna peste formaiunile mai noi.

b.Pnzele de forfecare subsecventse formeaz n zone n care cuvertura sedimentar este cutat.

Falia de forfecare poate fi de unghi ridicat n stadiul iniial, apoi planul de ariaj devine aproape ori-

zontal. n cele mai multe cazuri i aici formaiunile pnzei snt mai vechi la contactul cu cele ale

autohtonului.

3. Pnze de ariaj de gradul III(=de decolare) snt formate prin decolarea unor pachete de strate de

pe un substrat, de-a lungul unui plan de desprindere sau de delaminaie. Snt dou tipuri:


15/18

a. pnze de decolare datorit forelor tangeniale centripete, care provin din exagerarea faliilor

de nclecare pe stratificaie;

b. pnze de decolaredatorit forelor tangeniale centrifuge sau pnze de curgere, formate prin

decolarea cuverturii sedimentare de pe fundamentul su, prin aciunea forelor de gravitaie. Ele se

mai numesc ,,pnze de decolare gravitaional" sau pnze de curgere liber", deplasarea maselor deroci fiind dat de aciunea componentei tangeniale a gravitaiei.

4. Pnze de ariaj complexe snt acele pnze care n evoluia lor combin dou sau mai multe din

mecanismele tipurilor anterioare.

Lund n consideraie constituia maselor de roci ce alctuiesc pn-zele de ariaj, panzele se mpart n

pnze de soclu i pnze de cuvertur.(Aubouin)

a. Pnze de soclusnt cele care ncorporeaz n masa lor i o parte a fundamentului cristalin al

geosinclinalului. snt caracteristice domeniilor interne ale lanurilor cutate, avnd amplitudini mari,

uneori de peste 100 km (ex. pnzele austro-alpine din Alpi). In Carpai se cunosc mai multe pnze desoclu, toate aparinnd domeniului intern, Dacidelor (ex., pnzele centrale din Carpaii Orientali).

b. Pnzele de cuverturau n alctuirea lor numai formaiuni sedimentare i snt adesea foarte

complicate din cauza plasticitii ridicate a rocilor componente.

14. Mecanisme de formare i de evoluie ale pnzelor de ariaj

Teoria mecanica a sariajelor

Trasatura esentiala a incelecarilor sariajelor o reprezinta existenta faiiilor sau a suprafetelor de

decolare cu inclinare mica

Discutiile asupra mecanismelor incalecarilor si pinzelor de sariaj se raporteaza la trei categorii de

probleme:

natura fortelor ce produc miscarea masei incalecate

-natura fortelor ce se opun miscarii pe planul faliei de incalecare

-rigiditatea masei incalecate

Aspecte ale mecanismelor de sariaj : -stabilitatea unui bloc incalecat


16/18

-propulsarea blocului incalecat din spate

-reduxcerea rezistentei la forf a stratului bazal

-deplasarea in sus pe inclinare a blocului incalecat

-diferentele de stress associate cu misc bloc incalecat

Mecanismele amplasarii panzelor de sariaj

Panzele de sariaj rezulta din exagerarea incalecarilor si se formeaza datorita urmatoarelor

mecanisme:

a) alunecarea gravitationala :

- alunecare se face de-a lungul unei supraf de desprindere amplasata intr-un nivel de roci plastice

- modelul form panzelor prin alunec gravi prezinta urmatoarele propri:

-supraf planului de alunecare este listrica si taie succesiunea de roci din spatele blocului alunecat

-stratigrafia interna a panzelor individuale este trunchiata de supraf de incalecare in spatele acesteia si

pe panta de alunecare in directia de transport

-marimea deplasarii relative a panzelor poate depasi cu mult lungimea sectiunii individuale a

acestora

-nu se mentine continuitatea lateral intre oanzele successive

-caile pe care se prod transportul maselor de roci ale diferitelor panze se pot intersecta

-panzele provenite din nivele mai ridicate structural se misca primele

b) expansiunea gravitationala

- modelul presupune ridicarea si expansiunea lateral a unei infrastructure mobile fierbinti in

nucleul unu orogen

- proprietatile geometrice si stratigrafice ale panzelor formate prin expansiune gravitationala :

- supraf de incalecare este listrica si intotdeauna taie in sus succesiunea de roci

- marginea din spate a fiecarei panze individuale este stratigrafic trunchiata de catre panza

suprapusa


17/18

-marimea deplasarii relative intre panze rareori depaseste lungimea sectiunii panzei subincalecate

-exista o continuitate stratigrafica lateral intre panzele successive

-traseele de deplasare a maselor de roci din panze nu se intersecteaza niciodata

15. Falii de strike-slip(decrosari): tipuri, structuri asociate

O falie subvertical de-a lungul creia deplasrile dominante sunt pe direcie se numete falie de

tip strike-slip sau decroare. Faliile de tip strike-slip au n mod obinuit nclinri apropiate de vertical i

cnd au lungimi de mai mult de un kilometru ele implic i rocile fundamentului. Faliile de tip strike-slip

penetreaz pn la adncimi mari, decupnd probabil blocuri crustale de la baza crustei seismogenice

(10-15 km). Faliile de tip strike-slip la scar larg sunt denumite wrench faults sau falii transcurente.

Sylvester (1988) propune o clasificare a faliilor cu deplasare lateral nfalii interplaci ifalii intraplac. El

propune folosirea termenului defalie transcurent pentru decrori intraplac nrdcinate n scoar,

iar pentru faliile adnci interplci recomand utilizarea denumirii de falii transformante. Sensul

deplasrii laterale este descris ca senestru sau dextru, sau left lateral i right lateral.

Reprez falii in care deplasarea se face pe orizontala, paralela cu dir planului de ruptura

-tipuri :dpdv geometric, decrosarile se impart in :

-longitudinale, paralele cu directia structurilor

-diagonale,cele ce taie dupa un unghi ascutit axele cutelor

-transversale,cele ce taie perpendicular axele cutelor

-dextre ce au sensul de rotatie spre dreapta

-senestre ce au sensul de rotatie spre stanga

-structuri asociate:

1.decrosari asociate cu compresiune laterala se dezvolta frecvent in centurile cutate si taie

transversal axele cutelor si incalecarile sau uneori diagonal

-cele transversale sunt datorate f de tensiune ce apar din compresiune


18/18

-cele diagonale provin din evolutia fracturilor de forfecare

2.decrosari asociate cu alunecari crustale ce apar datorita deplasarii unor segmente mari de crusta

ce aluneca unul in raport cu altul

3.decrosari asociate sistemului regmagenetic al Pamantului- existenta unui sistem general de linii

de slabire ale crustei terestre sub forma unei retele de fracturi.

structurala

Documents

Transcript of structurala