PRZEJAWY AKTYWNOŚCI NEOTEKTONICZNEJ W SUDETACH W OPARCIU O ANALIZĘ ZNISZCZEŃ OBIEKTÓW INŻYNIERSKICH (OPRACOWANIE METODYCZNE)

PRZEJAWY AKTYWNOŚCI NEOTEKTONICZNEJ W SUDETACH W OPARCIU O ANALIZĘ ZNISZCZEŃ OBIEKTÓW INŻYNIERSKICH (OPRACOWANIE METODYCZNE) (Jurand Wojewoda) 2005 Opracowanie wykonane na zlecenie Państwowego Instytutu Geologicznego

SPIS TREŚCI PRZEJAWY AKTYWNOŚCI NEOTEKTONICZNEJ W SUDETACH W OPARCIU O ANALIZĘ ZNISZCZEŃ OBIEKTÓW INŻYNIERSKICH (OPRACOWANIE METODYCZNE) 1. WPROWADZENIE 1.1 Priorytetowe kierunki rozwoju monitoringu geologicznego 1.2 Monitoring obszarów i stref aktywnych 1.3 Dokumentacja zjawisk krótkoterminowych (wydarzeń) 2. PODSTAWY METODYCZNE ANALZY STRUKTUR ZNISZCZNIOWYCH. 2.1 Pojęcia podstawowe 2.2 Naprężenia a odkształcenia 2.3 Odkształcenie a zniszczenie 3. ROZPOZNAWANIE, KATEGORYZACJA I WIEK ZNISZCZEŃ 3.1 Rozpoznanie i kategoryzacja zniszczeń 3.2 Wiek zniszczeń 4. DOKUMENTACJA STRUKTUR ZNISZCZNIOWYCH (PRZYKŁADY) 4.1 Dokumentacja graficzna 4.2 Dokumentacja przestrzenna 4.3 Charakterystyka geometryczna zniszczeń 5. LITERATURA

PRZEJAWY AKTYWNOŚCI NEOTEKTONICZNEJ W SUDETACH W OPARCIU O ANALIZĘ ZNISZCZEŃ OBIEKTÓW INŻYNIERSKICH (OPRACOWANIE METODYCZNE) WPROWADZENIE Priorytety światowe cele i stan aktualny Z końcem lat 90-tych XX wieku nastąpiło wyraźne spolaryzowanie działań w ramach służb geologicznych wielu krajów na świecie. Przyczyn takiego stanu rzeczy jest kilka. Niektóre z nich warto tutaj przytoczyć. Coraz doskonalsze techniki remote sensing, w tym coraz bardziej precyzyjne metody prospekcji satelitarnej powierzchni Ziemi, w znacznym stopniu ograniczają konieczność osobistego (czytaj: terenowego) zaangażowania takiej ilości geologów, jak to miało miejsce dotychczas. W szczególności dotyczy to klasycznych prac kartograficznych i prospekcji geologicznej. Liczne dziedziny (np. gospodarka złożami, gospodarka odpadami, gospodarka wodą) coraz częściej są zdominowane przez specjalistów dysponujących konkretnym warsztatem fizykochemicznym, inżynierskim lub wiedzą prawno-ekonomiczną. Pomimo, że coraz częściej dochodzi do działań interdyscyplinarnych (por. Chrzanowski i inni, 1986), to jednak rola geologa często ogranicza się obecnie do doradztwa lub, jak to często się zdarza w przypadku zagrożeń czy katastrof do zaradzania sytuacjom wcześniej nie przewidzianym. Nadal jednak istnieją obszary naszej rzeczywistości, gdzie gruntowna wiedza geologiczna i znajomość procesów geologicznych jest wręcz konieczna. Dotyczy to przede wszystkim szeroko rozumianych zagadnień inżynierskich, a w szczególności procesów dynamicznych, które zachodzą w ośrodkach geologicznych (grunt, podłoże, zbocza, wody gruntowe). Jako szczególnie istotne, z punktu widzenia decydentów, są obecnie postrzegane wszystkie te procesy, które stanowią realne zagrożenie dla życia ludzi i zachowania się obiektów inżynierskich. Należą do nich takie przejawy aktywności geodynamicznej, jak permanentne, współczesne ruchy tektoniczne, czy krótkotrwałe, wydarzenia sejsmiczne.

Monitoring obszarów i stref aktywnych Współczesne ruchy (neo)tektoniczne, jako procesy długotrwałe i permanentne podlegają normalnym procedurom monitoringu. Już dzisiaj w niektórych krajach, rozpoznane znaczące strefy tektoniczne są w sposób ciągły monitorowane pod kątem długookresowej tendencji kinematycznej. Z reguły polega to na instalacji reperowych, satelitarnych sieci geodezyjnych i synchronicznym, powtarzalnym pomiarze współrzędnych. Geodezyjnym monitoringiem geodynamicznym są obecnie objęte niemal wszystkie obszary w Europie, w tym położone blisko Polski obszary Niemiec, Skandynawii, Holandii itd. (por. np. Hankemeier, P., 1996; Goebell i inni, 2001; Bruijne i inni, 2001). Obszar Czech, a w szczególności obszar masywu czeskiego, został już w latach 90-tych objęty geodezyjnym monitoringiem geodynamicznym, a sieć pomiarowa jest z roku na rok coraz pełniejsza (Schenk & Schenkova, 1994; Kopecký i inni, 1996;). Również Dolny Śląsk, a w szczególności Sudety (lub raczej wybrane obszary Sudetów w Polsce), są jednym z pierwszych, niegórniczych obszarów w Polsce objętych takim monitoringiem, chociaż lokalizacja reperów i interpretacja wyników nie zawsze jest konsultowana z geologami znającymi realia konkretnego obszaru (m. in. Cacoń, 2001; Cacoń i inni, 2003; Kontny, 2001; Borkowski i inni; 2003). Satelitarny monitoring geodezyjny ma pewne ograniczenia. Pierwsze ograniczenie jest natury metodycznej i dotyczy błędu pomiarowego. Jego wyznaczenie wymaga dłuższego czasu kompletowania pomiarów przy stałych, zadanych parametrach. Często okres taki wynosi kilka lat (Kontny, 2003). Drugie ograniczenie jest natury interpretacyjnej i dotyczy wyznaczania granic obszarów (domen) o określonej charakterystyce kinematycznej. Z uwagi na koszty punkty reperowe sieci geodezyjnej są znacznie oddalone od siebie, a wyznaczenie granic domen polega na interpolacji wyników pomiarowych. Trzecie ograniczenie, chyba najtrudniejsze do pokonania w metodach geodezyjnych, polega na przypisaniu konkretnych zachowań konkretnym strukturom geologicznym (powierzchniom lub strefom tektonicznym) w konkretnym czasie. Tutaj przydatne może być wykorzystanie każdej innej metody, a zwłaszcza metod opartych na bezpośrednim pomiarze terenowym. W ostatnich latach podjęte zostały wstępne próby geomorfometrycznej interpretacji i oceny zjawisk neotektonicznych w Sudetach (m. in. Krzyszkowski & Pijet, 1993; Krzyszkowski & Stachura, 1993; Krzyszkowski i inni, 1995; Sroka, 1991 i 1997; Przybylski i inni, 1998; Badura et al., 2002; Badura et al., 2003). Jednak okres czasu w jakim powstają

zręby lokalnej morfologii jest na tyle długi, że ostatecznie współczesna topografia też jest często wypadkową procesów lokalnych i chwilowych. Te natomiast są trudne lub wręcz niemożliwe do stwierdzenia metodami morfometrycznymi. Największym przybliżeniem tendencji współczesnej dynamiki podłoża są prowadzone obecnie badania anomalii cieków wodnych na obszarze zlewni Nysy Kłodzkiej, a to z uwagi na stosunkowo szybko zachodzące zmiany kształtu i lokalizacji koryt w obrębie dolin rzecznych (Wojewoda, 2003, 2004 i 2005). W odniesieniu do konkretnych obiektów inżynierskich i przyrodniczych znakomite rezultaty daje bezpośredni (polowy) monitoring przy zastosowaniu bardzo precyzyjnych metod geodezji optycznej, wspartych pomiarem lokalizacyjnym GPS. Dla rozważań regionalnych szczególne znaczenie mają wszystkie obiekty zlokalizowane na granicy domen geologicznych (tektonicznych), jak mosty i zapory (por. np. Cacoń & Dyjor 1992 i 1995; Cacoń i inni, 1991; Genrich & Bock, 1992; Breumsø, 2001; Gordon i inni, 2001; Bock i inni, 2001; Romieu i inni 2001; Paxton, 2001), a zwłaszcza takie, które z różnych powodów zostały zlokalizowane ponad strefami tektonicznymi (por. Al-Homoud, 2001) lub mają szczególne znaczenie historyczne (Tsan-wing i Kin-wah; 2001). W przypadku naturalnych obiektów przyrodniczych szczególny nacisk kładzie się na monitoring ruchów powierzchniowych gruntu (osuwiska, ześlizgi, obrywy) (por. np. Rutledge i inni 2001; Vichas i inni, 2001; Baron i inni, 2005). Ale również zainteresowanie wzbudza kinematyka w obrębie dobrze zdefiniowanych, naturalnych struktur geomorfologicznych, jak doliny rzeczne, zatoki morskie, jeziora czy naturalne skarpy (Duffy i inni, 2001; Cacoń i inni, 2003). Szczególnie, gdy te ma ją granice identyfikowane z rozpoznanymi strukturami tektonicznymi w podłożu (np. Głowacka i inni, 1999 i 2001). Do grupy obserwacji i pomiarów polowych (bezpośrednich) można zaliczyć wszystkie te metody analizy strukturalnej, które pozwalają wprost ocenić kinematykę wybranych stref tektonicznych na podstawie zjawisk strukturalnych (deformacji, zniszczeń) w gruncie lub w obiektach inżynierskich znajdujących się ponad strefami lub w ich bezpośrednim sąsiedztwie (por. m. in. Azzaro I inni, 1998; Cartwright & Mansfield, 1998; Groppelli & Tibaldi, 1999 i wielu innych). Opis i pomiar struktur zniszczeniowych staje się standardem w pracy geologów terenowych. Rozpoznanie zjawisk zniszczeniowych (deformacyjnych) wymaga rozległej wiedzy obserwatora, zarówno w zakresie mechaniki gruntów, zwłaszcza reologii gruntów, ale również w zakresie metodologii analizy strukturalnej. Obserwator musi być wyczulony na wszelkie zjawiska geomorfologiczne, a zwłaszcza na wszelkiego rodzaju anomalie. To musi być poparte gruntowną wiedzą o budowie geologicznej regionu. Dzisiaj znajdujemy się w

początkowym etapie wypracowywania metodyki badawczej w tym zakresie, chociaż trzeba podkreślić, że pierwsze kroki zostały już poczynione w przeszłości (Liszkowski, 1975; Mastalerz & Wojewoda, 1990). Dokumentacja zjawisk krótkoterminowych (wydarzeń) Drugi nurt monitoringu i dokumentacji bezpośredniej dotyczy krótkotrwałych zjawisk geodynamicznych trzęsień ziemi. Geolodzy opisujący zachowania kinematyczne współcześnie aktywnych stref uskokowych, wspomagani geofizyką i specjalistycznymi służbami sejsmologicznymi to obecnie standard w krajach, których obszary uchodzą za sejsmiczne. Monitoring sejsmologiczny obszaru Dolnego Śląska praktycznie nie istnieje i ogranicza się do jedynej stacji w Książu k/wałbrzycha (50,8428 - N; 16,2931 - E; 353,0 m n.p.m.). Co więcej, rejestracja wstrząsów poniżej 4 w skali Richtera nie zawsze jest prowadzona lub wręcz jest niemożliwa. Dodatkowych informacji dostarczają stacje sejsmologiczne na obszarze LGOM i na Górnym Śląsku (stacja Racibórz, 50,0833 - N; 18,1942 - E; 209,0 m n.p.m.). Trzeba podkreślić, że powszechne przekonanie, że Sudety są obszarem asejsmicznym jest całkowicie nieuzasadnione. Przekonują o tym nie tylko historyczne zestawienia trzęsień ziemi (m. in. Laska, 1905; Olczak, 1962; Pagaczewski, 1972), ale również naukowe opisy konkretnych trzęsień ziemi na tym obszarze, z uwzględnieniem ich skutków (m. in. Laube, 1883; Dathe, 1887; Leonard & Volz, 1896). Wprost dowodzą tego najnowsze opracowania aktywności sejsmicznej na obszarze Czech (m. in. Karnik i inni, 1958, Schenk i inni, 1991; Vyskočil, 1996; Skácelová & Skácel, 2000) Dokumentacja zjawisk i zniszczeń towarzyszących krótkotrwałym przemieszczeniom, które mają miejsce w trakcie trzęsień ziemi jest obecnie jednym ze standardowych działań na obszarach sejsmicznych (m. in. Bock i inni, 1997; Azzaro, 1999; Bilham & Yu, 2000; Esposito et al., 2000; Bergerat & Angelier, 2003 i wielu innych). Trzeba jednak podkreślić, że cykliczność naprężeń i przemieszczeń w trakcie trzęsienia ziemi często zaciera wypadkowy (końcowy) efekt przemieszczenia w podłożu. Tym samym, struktury zniszczeniowe związane z trzęsieniami ziemi mogą być rozpatrywane jedynie jako wskaźnikowe dla kierunku przechodzenia fali sejsmicznej, nie zaś dla przemieszczeń w podłożu. Różnice między tymi procesami są tym bardziej znaczące, im większa jest anizotropia strukturalna ośrodka drgań sejsmicznych.

Dokumentacja struktur zniszczeniowych związanych z trzęsieniami ziemi (ale nie tylko!) znalazła praktyczne zastosowanie między innymi w rekonstrukcjach archeologicznych (m. in. Hancock & Altunel, 1997; Galadini & Galli, 1999; Akyuz & Altunel, 2001; Galli & Galadini, 2001; Koukouvelas i inni, 2001). Jest praktyczne przeniesienie na inny grunt metody bezpośredniej oceny tempa i kierunku odkształceń (ang. epoch-by-epoch) stosowanej w odniesieniu do współczesnych obiektów naturalnych i inżynierskich. PODSTAWY METODYCZNE ANALIZY STRUKTUR ZNISZCZENIOWYCH Pojęcia podstawowe Podstawowe pojęcia fizyczne, które odnoszą się do mechanicznych własności różnych ośrodków stałych to naprężenia (pojęcie dynamiczne, ciśnienie) i odkształcenie (pojęcie kinematyczne, ruch). Wszystkie odkształcenia odbywają się wskutek naprężeń, te natomiast są definiowane jako siły działające na jednostkę powierzchni i są wyrażane w kg/m 2. Przestrzenny, trójwymiarowy rozkład (macierz) naprężeń nazywamy tensorem naprężeń. Analogicznie, trójwymiarową macierz odkształceń nazywamy tensorem odkształceń. Ośrodki przenoszące naprężenia i ulegające odkształceniom dzielimy na izotropowe i anizotropowe. Pierwsze cechuje identyczny sposób przenoszenia naprężeń we wszystkich kierunkach. Drugie wykazują zróżnicowanie pod tym względem. W przypadku ośrodków izotropowych najczęściej występuje prosty i bezpośredni związek naprężeń i odkształceń, co wyraża się na zgodności (współkształtność) tensorów naprężeń i odkształceń. Ośrodki anizotropowe natomiast, odkształcają się w sposób swoisty (Fig. 1). ośrodki izotropowe ośrodki anizotropowe Fig. 1. Zgodne i swoiste odkształcenie ośrodka izotropowego i anizotropowego (czerwone strzałki wektory naprężenia, niebieskie strzałki wektory odkształcenia)

Odkształcenie ośrodków realizuje się w sposób ciągły lub nieciągły, co wynika z właściwości mechanicznych konkretnego ośrodka oraz czasu odkształcenia. Tę ostatnią cechę nazywamy właściwościami reologicznymi ośrodka. Nieodwracalne zjawiska przestrzenne powstałe w skutek odkształcania nazywamy strukturami deformacyjnymi, odpowiednio ciągłymi i nieciągłymi. Ośrodki odkształcane (odkształcone) cechują się na ogół obecnością różnych struktur deformacyjnych. Opisem, klasyfikacją i interpretacją struktur deformacyjnych, oraz rekonstrukcją sposobu odkształcenia i prawdopodobnych układów naprężeń, w szczególności w odniesieniu do obiektów geologicznych, zajmuje się między innymi analiza strukturalna. Struktury deformacyjne, w sytuacji kiedy odnoszą się do odkształconych obiektów inżynierskich nazywamy strukturami zniszczeniowymi lub krótko zniszczeniami. Tym samym opis, klasyfikacja i interpretacja zniszczeń może być również dokonywana między innymi metodami analizy strukturalnej. Naprężenia a odkształcanie Wszystkie odkształcenia skorupy ziemskiej odbywają się w trójosiowym polu naprężeń, którego osie spełniają następujący warunek: σ 1 σ 2 σ 3. Ośrodki izotropowe w takim polu odkształcają się zgodnie z tensorem odkształceń, który ze względu na kształt nazywamy elipsoidą odkształcenia, a której osie są identycznie zorientowane jak osie pola naprężeń i spełniają następujący warunek: A B C, przy czym symbole A, B i C oznaczają względne skrócenie ośrodka. Dla większości odkształcanych ośrodków, a dla ośrodków izotropowych w szczególności, przyjmuje się, że zachodzi następująca relacja między tensorami naprężeń i odkształceń: σ 1 C, σ 2 B, σ 3 A. kompresja tensja ekstensja σ 1 σ 1 σ 1 σ 3 σ 3 σ 3 σ 2 σ 2 σ 2 Fig. 2. Podstawowe dla analizy odkształcenia pojęcia kompresji, tensji i ekstensji

Relacje między naprężeniami są względne (Fig. 2). W przypadku, gdy wszystkie wektory sił są skierowane zbieżnie do odkształcanego ośrodka (konwergencja naprężeń) mówimy o kompresji. Gdy są skierowane rozbieżnie (dywergencja naprężeń) mówimy o tensji. Gdy przyczyną naprężeń rozbieżnych jest względna różnica między naprężeniami zbieżny mówimy o ekstensji. Podstawową zasadą analizy strukturalnej jest wnioskowanie o układzie naprężeń na podstawie względnego skrócenia (lub wydłużenia) odkształconego ośrodka. To natomiast wynika wprost z sumy względnych przemieszczeń w jego obrębie, czyli z zespołu struktur deformacyjnych (zniszczeniowych). Bardzo często odkształcenie ośrodka odbywa się w warunkach, kiedy siły działające w jednej z płaszczyzn są identyczne, czyli zachodzi następująca relacja: σ 1 σ 2 = σ 3. Oznacza to, że odkształcenia w każdej płaszczyźnie prostopadłej do tej płaszczyzny są identyczne i symetryczne w stosunku do głównej osi naprężenia σ 1. Pozwala to na rozpatrywanie względnego skrócenia (wydłużenia) ośrodka w 2-osiowym układzie odkształceń w tej właśnie płaszczyźnie i odwzorowywanie deformacji na elipsie odkształceń. Podobna sytuacja zachodzi w przypadku, gdy jedna z osi jest neutralna, np. σ 2 = 0. i σ 3 = 0. Wtedy odkształcenie można rozważać w płaszczyźnie wyznaczonej przez pozostałe osie, dla których zachodzi: σ 1 σ 3. Taka sytuację bardzo często przyjmuje się przy rekonstrukcjach naprężeń, kiedy rozważa się jednostki geologiczne o znacznych rozmiarach (regionalne), przy czym za neutralny przyjmuje się na ogół wektor prostopadły do powierzchni Ziemi. Odkształcanie a zniszczenia Rozpatrzone zostaną dalej dwie ostatnie sytuacje, dla których zniszczenia można odwzorować na elipsie odkształcenia. Pierwsza sytuacja dotyczy skrócenia ośrodka w trakcie, kiedy główna oś naprężenia jest pozioma i oś neutralna jest pozioma. Mogą wtedy wystąpić dwa przypadki (Fig. 3), które implikują różne struktury deformacyjne w odkształcanym ośrodku i mogą pociągać za sobą ew. zniszczenia. Pierwszy przypadek to uskok normalny (zespół uskoków) w układzie naprężeń tensyjnych (Fig. 3 a). Zniszczenia w takim układzie są na ogół niewielkie, wygasają ku górze i polegają na fleksuralnym ugięciu pokrywy zawieszonej ponad powierzchnią uskoku (Fig. 4 a). Przykłady takich zniszczeń pokazuje Fig. 5 i 6. Drugi przypadek to uskok inwersyjny (zespół uskoków) w układzie naprężeń kompresyjnych (Fig. 3 b). Zniszczenia w takim układzie są na ogół wyraźne, znaczące, zwiększają swoją amplitudę ku górze i zwykle

polegają przerwaniu i wyraźnym przemieszczeniu płyty zawieszonej ponad powierzchnią uskoku (Fig. 4 b). Przykłady takich zniszczeń pokazują Fig. 7 i 8. a) b) σ 1 σ 3 φ/2 φ/2 Θ Θ φ/2 Θ Θ φ/2 σ 3 σ 3 σ 1 σ 1 Θ Θ φ/2 φ/2 powierzchnie największego ścinania φ/2 Θ Θ φ/2 σ 1 powierzchnie ścinania komplementarnego σ 3 Fig. 3. Dwa przypadki układu o poziomej osi neutralnej: tensja (a) i kompresja (b) a) σ 1 b) σ 3 φ/2 σ 3 φ/2 σ σ Θ φ/2 3 σ 3 1 Θ Fig. 4. Zachowanie się zawieszonej płyty ponad uskokami normalnymi (a) i inwersyjnymi (b) Druga sytuacja dotyczy skrócenia ośrodka w trakcie, kiedy główna oś naprężenia jest pozioma i oś neutralna jest pionowa. Mamy wtedy do czynienia z przemieszczeniami o dominującej składowej poziomej (uskoki przesuwcze), którym towarzyszą tzw. deformacje nadprzesuwcze (Fig. 9) (Allen & Allen, 1990; por. Dadlez & Jaroszewski, 1994). W mniejszej skali przemieszczenia poziome (przesuwcze) skutkują zniszczeniami zawieszonej płyty, zgodnie ze schematem po raz pierwszy zaproponowanym w 1929 roku przez niemieckiego badacza Riedla (por. Tchalenko & Ambraseys (1970); Wilcox i inni (1973); Bartlett i inni, 1981; Christie-Blick & Briddle, 1985) (Fig. 10). Przykłady takich zniszczeń pokazują Fig. 11, 12, 13 i 14.

a) b) Fig. 5. Różne przykłady zniszczeń związanych z uskokami normalnymi. Zniszczenia nawierzchni i deformacje gruntu na uskokach przecinających trasę Golmud-Lhasa (a) (wg. Wu i inni, 2004). Fleksura na uskoku Tsaoum West (Chiny) (b) (wg Ota i inni, 2004)

Fig. 6. Zniszczenia nawierzchni w strefie naduskokowej na północ od Dzikowca (Sudety). Spękania powierzchni bitumicznej tuż za linią uskoku (góra) i ugięcie powierzchni tuż przy linii uskoku i spękania nad skrzydłem zrzuconym (dół). Amplituda obniżenia wynosi ok. 12 cm. Wiek nawierzchni ok. 20 lat; szacowane tempo obniżania na skrzydle zrzuconym 0,6 cm / rok

szczelina uskoku linia kolejowa autostrada skarpa uskoku szczelina uskoku Fig. 7. Deformacje ponad uskokiem inwersyjnym związanym z przemieszczeniami w trakcie trzęsienia ziemi w 2001 roku. Uskok inwersyjny sprzężony z regionalną strefą przesuwczą Kunlun w Tybecie (wg. Fu i inni, 2004)

a) b) c) Fig. 8. Wybrane przykłady zniszczeń ponad uskokiem inwersyjnym. Przykłady dotyczą zniszczeń powstałych w następstwie przemieszczeń na uskoku w czasie trzęsienia ziemi Chi-Chi we wrześniu 1999 na Tajwanie. Skarpa na froncie uskoku-nasunięcia (a) (wg. Angelier i inni, 2003); skarpy na froncie uskoku w drodze szutrowej (u góry) i na nawierzchni asfaltowej (na dole) (b) (wg. Lin i inni, 2001); przemieszczenie dna potoku nad skrzydłem wiszącym uskoku w górę o ok. 6,7 m (c) (wg. Lee i inni, 2001)

fałdy USKOK spękania uskoki normalne fałdy i nasunięcia 45 uskoki przesuwcze uskoki przesuwcze 75 fałdy i nasunięcia 45 15 spękania a) USKOK spękania koński ogon R b) R fałdy strefa transtensji baseny pull-apart uskoki normalne uskoki en-echelon ok. km 10 fleksura równoległa podłuzne rowy i horsty ukośne fałdy strefa transpresji Fig. 9. Schemat orientacji przestrzennej struktur deformacyjnych w strefach nadprzesuwczych (wg. Dadlez & Jaroszewski, zmienione) (a) oraz przykłady ich współwystępowania wzdłuż strefy przesuwczej (wg. Allen & Allen, 1990, zmienione) (b). R pierwotne spękania syntetyczne Riedla, R wtórne spękania antytetyczne Riedla

a) (R ) ass se (T) USKOK wsss (P) fee psss (R) USKOK b) żyły rudne 200 m 20 m 2 m Fig. 10. Przykłady deformacji nieciągłych (spękań) i ciągłych (fałdów) w strefach ścinania (opracowane na podstawie: Riedel, 1929; Tchalenko & Ambraseys, 1970; Wilcox i inni, 1973; Arlett i inni, 1981; Christie & Biddle, 1985; Allen & Allen, 1990 oraz Dadlez & Jaroszewski, 1994). (a) - Klasyczny schemat orientacji przestrzennej deformacji, wzajemnych relacji między nimi i stosowanej symboliki: psss pierwotne syntetyczne powierzchnie ścinania lub niskokątowe powierzchnie ścinania wg Riedla (R); ass antytetyczne powierzchnie ścinania lub wysokokątowe powierzchnie ścinania wg Riedla (R ); se - powierzchnie spękań tensyjnych lub spękania tensyjne wg Riedla (T); wsss wtórne syntetyczne powierzchnie ścinania lub powierzchnie typu P (wg. Allen & Allen, 1990). (b) Przykład hierarchizacji struktur deformacyjnych (zniszczeniowych) w strefie ścinania konsekwentnie zachowana geometria w stosunku do głównych kierunków przemieszczenia (odkształcenia)

Fig. 11. Przykłady zniszczeń nawierzchni i urządzeń drogowych ponad aktywna strefą przesuwczą: góra - uskok Pernicana (Etna) (Gropelli & Tibaldi, 1997); dół region Umbria-Marche (Włochy) (Esposito i inni, 2000)

Fig. 12. Przykłady zniszczeń obiektów inżynierskich w aktywnych strefach przesuwczych: góra przesunięty murek oporowy przy drodze w strefie uskoku Chihshang (wg Chow i inni, 2001); dół przykłady spękań i przemieszczeń obudowy tunelu na Taiwanie (wg Wang i inni, 2001)

Fig. 13. Przykłady zniszczeń (spękań) w aktywnych strefach przesuwczych: góra hierarchiczne rozwinięty system niskokątowych, rozwartych powierzchni ścinania typu R (uskok Leirubakki, Islandia) (wg Bergerat i inni, 2003); dół naprzemianległe struktury ścięciowe i nasunięcia w lokalnych strefach transgresji i transtensji (uskok Hestfjall, Islandia) (wg Bergerat & Angelier, 2003)

ROZPOZNAWNIE, KATEGORYZACJA I WIEK ZNISZCZEŃ Rozpoznanie i kategoryzacja zniszczeń Rozpoznanie zniszczeń polega na stwierdzeniu wyraźnych stref deformacyjnych ciągłych lub nieciągłych (fałdów, spękań, szczelin) w konstrukcji obiektu, np. w murze, na elewacji budynku, w nawierzchni drogi. Szczególnie istotne są te, które w skali obiektu tworzą wyraźny system, dający podstawy do jednoznacznej interpretacji kinematycznej. Kolejny krok, to eliminacja przypadków, w których zniszczenia mogą w sposób oczywisty wynikać z wad materiałowych (np. zarysowania, spękania związane ze zużyciem materiału), ewidentnie wynikają z przyczyn użytkowych (np. naturalne wyboje, wygniecenia, ślady mechanicznego zniszczenia wskutek uderzenia, wleczenia, ścierania itp.) lub wynikają z wad konstrukcyjnych (np. brak wzmocnienia nawierzchni nad przewodami lub przepustami, brak zbrojenia lub złe zbrojenie, brak izolacji, brak dylatacji, zły dobór sposobu posadowienia konstrukcji (fundamentu) (Fig. 14). Fig. 14. Klasyczny przykład typowo użytkowych zniszczeń w drodze. Widoczne okrągłe ubytki nawierzchni (dziury), nieregularna siatka spękań oraz wygniecione i wytarte kołami rynny.

O prawidłowym rozpoznaniu i kategoryzacji zniszczeń decyduje przede wszystkim doświadczenie dokumentatora, ale zawsze można, a nawet należy wspomóc własne przeświadczenie wywiadem środowiskowym (np. analiza lokalnych planów zagospodarowania przestrzennego, dokumentacji budowlanych itp.) lub dodatkowymi pracami, które mogą rozstrzygnąć wątpliwe sytuacje (np. wkopy dokumentacyjne, płytkie odwierty, płytka penetracja geofizyczna). Bardzo ważne są wszelkie przesłanki geomorfologiczne występujące w otoczeniu. Szczególne istotne jest wyeliminowanie takich przyczyn powstania zniszczeń, jak ruchy masowe w podłożu (spełzywanie, ześlizgi, osuwisko). Z drugiej strony występowanie w sąsiedztwie takich elementów krajobrazu, jak widoczne skarpy, czy wyraźne ugięcia zbocza i geograficzna zgodność ich orientacji oraz zniszczeń, często przesądzają o neotektonicznym charakterze samych zniszczeń (Fig. 15). W sposób oczywisty wszelkie zniszczenia, które mają udokumentowany związek z naturalnym wstrząsami sejsmicznymi można wiązać z kinematyką podłoża. KM G S Fig. 15. Zniszczenia nawierzchni tworzą system nawiązujący do krawędzi morfologicznej Gór Stołowych (droga Chocieszów Batorówek). Przerywaną linią zaznaczony jest przebieg krawędzi i pasa niskokątowych spękań ścięciowych (R)

Wiek zniszczeń Ustalenie wieku zniszczeń lub czasu ich powstawania jest zagadnieniem zasadniczym dla oceny intensywności procesu odkształcania. Sytuacja jest jasna w przypadku zniszczeń powstałych w trakcie konkretnego wydarzenia sejsmicznego. Trudniej jest ustalić moment inicjalny rozwoju odkształcenia w przypadku zniszczeń budowli oraz dróg. Fig. 16. Przykład plomby gipsowo-cementowej założonej na murze, w którym pojawiły się zniszczenia (niskokątowe powierzchnie ścinania R) związane z obniżaniem się podłoża. Odstęp czasu między pierwszym zdjęciem (z lewej) a drugim (z prawej) wynosi ok. 10 miesięcy. Szczelina w plombie powiększa się zgodnie z osią tensji na elipsie odkształceń. Inne pęknięcia również wyraźnie propagują.

W przypadku budynków można opierać się m. in. na wywiadzie środowiskowym, chociaż i tutaj istnieje możliwość zrekonstruowania progresji zniszczenia, chociażby poprzez kolejne, udokumentowane czasowo etapy napraw lub remontów. Oczywiście najlepszą metodą ustalenia tempa procesu odkształcania jest monitoring geodezyjny ciągły lub metodą epoch-by-epoch. Odmianę tego ostatniego sposobu stanowi zakładanie plomb gipsowocementowych lub powtarzana dokumentacja fotograficzna, przy założeniu identycznych warunków dokumentowania (Fig. 16). W przypadku zniszczeń nawierzchni wywiad środowiskowy również jest konieczny, zwłaszcza dotyczący chronologii napraw nawierzchni wykonywanych przez właściciela drogi. O ile jednak następstwo kolejnych łatań jest łatwe do ustalenia (por. Fig. 14), o tyle dokumentacja wykonawcza (poza momentem budowy drogi) nie jest na ogół prowadzona przez właścicieli dróg, którzy do problemu napraw podchodzą na zasadzie jak da radę. I tak w przypadku zniszczenia nawierzchni udokumentowanego na Fig. 6 udało się ustalić jedynie, że nawierzchnia nie jest starsza niż 20 lat. Przy zmierzonej amplitudzie obniżenia (12 cm) daje to roczne tempo odkształcenie na poziomie 0,6 cm rocznie. Jednak nie ma żadnej pewności, kiedy się ono rozpoczęło. Po pierwsze, zniszczenie nawierzchni w takich przypadkach jak przedstawiony, o ile jest permanentne, zaczyna być widoczne dopiero po pewnym czasie. Po drugie, zniszczenie mogło powstać w wyniku jednorazowego, wydarzeniowego odkształcenia w okresie ostatnich 20 lat. W pewnym zakresie wywiad środowiskowy może właśnie w takich sytuacjach sugerować interpretację czasową. DOKUMENTACJA STRUKTUR ZNISZCZENIOWYCH (PRZYKŁADY) Dokumentacja graficzna Dokumentacja graficzna zniszczeń powinna wiernie oddawać zarówno okoliczności występowania, jak i możliwie wiernie odwzorowywać formę zniszczenia. Jako wyjściowy należy zawsze taktować szkic lokalizacyjny oraz schematyczny-rysunek zniszczenia (strefy zniszczeń). Do wykonania dokładnych pomiarów nieodzowna jest dokumentacja fotograficzna i ew. rysunek na podstawie fotografii. Doświadczenie terenowe wskazuje, że najdogodniejszym momentem do wykonania zdjęć jest południe w czasie słonecznej pogody lub zachmurzenie, ale bez mgiełki atmosferycznej. Wtedy reliefy ew. szczelin nie są dodatkowo zniekształcane cieniami i można je znacznie precyzyjnie odrysowywać a następnie dokonywać pomiarów. Najlepsze zdjęcia zniszczeń nawierzchni asfaltowych

powstają, gdy nawierzchnie są suche, a zdjęcie jest wykonywane z platformy lub drabiny (3-4 m wysokości) (Fig. 17). Fig. 17. Przykłady różnych ujęć tej samej strefy zniszczeń (droga Polanica Zdrój Bystrzyca Kłodzka, maj 2005). Zdjęcie z lewej wykonane zostało z drabiny. Utrudnienie stanowią cienie drzew. N Fig. 18. Przykład zastosowania mozaiki zdjęciowej do wykonania detalicznego rysunku strefy zniszczeniowej (droga z Chocieszowa do Batorówka, północna krawędź Gór Stołowych, czerwiec 2003). Detal pozwala wykonać szczegółowe pomiary rozwarcia poszczególnych szczelin.

Poza zdjęciem/ujęciem ogólnym strefy zniszczonej, często konieczne jest wykonywanie ciągu zdjęć w większej skali, z których następnie montuje się mozaikę. W takich przypadkach konieczne jest skalowanie każdego zdjęcia np. ortogonalną ramką, co umożliwia później skuteczną likwidację zniekształceń kątowych i uzyskanie rzeczywistego odwzorowania (Fig. 18). Najbardziej dogodną formą prezentacji stref zniszczeniowych jest jednoczesne przedstawienie fotografii i rysunku strefy. W przypadku większości stref zniszczeniowych widocznych na powierzchni drogi (nawierzchni) lub budowli, można te powierzchnie uznać za płaszczyzny naprężenia neutralnego. Pozwala to na zastosowanie elipsy odkształcenia do interpretacji kinematycznej strefy w płaszczyźnie rysunku. Dalej przedstawiono przykładowe dokumentacje graficzne stref zniszczeniowych w nawierzchni bitumicznej drogi do Pasterki pod Szczelińcem (Fig. 19, 20, 21 i 22). Dokumentacja przestrzenna Dokumentacja przestrzenna zjawisk zniszczeniowych powinna obejmować ich lokalizację w układzie współrzędnych geograficznych lub geodezyjnych. Najbardziej wskazane jest pozycjonowanie w powszechne przyjętym w urządzenia typu GPS systemie WGS 84 (Word Geodetic System 1984). Pozycjonowanie powinno dotyczyć punktu charakterystycznego strefy zniszczeniowej, który zaznaczony później na zdjęciach lub rysunkach pozwoli jednoznacznie zlokalizować strefę. W przypadku, kiedy zniszczenia obejmują większy obszar lub dłuższą strefę (np. powyżej 10 m), wtedy korzystnie jest wstępnie wyznaczyć pas przypuszczalnej dyslokacji, a następnie wykonać pomiar GPS w co najmniej 2 miejscach. Daje to możliwość bezpośredniego naniesienia przypuszczalnej strefy uskokowej na DEM (Digital Elevation Model) i tym samym wyznaczyć jej prawdopodobny zasięg. Takie właśnie pozycjonowanie stref zostało wykonane przy wszystkich załączonych dalej przykładach odwzorowań stref zniszczeniowych na obszarze Gór Stołowych. Zlokalizowane strefy lub obszary zniszczeniowe nanosimy na podkład topograficzny lub na mapę (fragment mapy) geologiczną w możliwie najmniejszej skali. Pozwala to na ew. intersekcję i wytypowanie w okolicy innych miejsc związanych z tą samą strefą. Ponadto, można w takiej sytuacji porównać przebieg strefy z formami terenu, które mają swój wyraz w odwzorowaniu hipsometrycznym, jak również z rozpoznanymi wcześniej elementami lokalnej budowy geologicznej, w tym z rozpoznanymi uskokami. Trzeba jednak podkreślić, że dostępne obecnie podkłady topograficzne w skali 1:10 000 (układy 65 i 92) oraz mapy

N N Fig. 19. Przykład dokumentacji graficznej i interpretacji kinematycznej strefy zniszczeniowej (droga pod Szczelińcem do Pasterki, Góry Stołowe, czerwiec 2004). Dokumentacja obejmuje: zdjęcie sytuacyjne i geograficzna orientacja strefy (góra), zdjęcie strefy zniszczeniowej i rysunek strefy zniszczeniowej po korekcie perspektywy (dół). Szczegółowa lokalizacja na Fig. 23.

Fig. 20. Przykład dokumentacji graficznej i interpretacji kinematycznej strefy zniszczeniowej (droga pod Szczelińcem do Pasterki, Góry Stołowe, czerwiec 2004). Dokumentacja obejmuje: zdjęcie sytuacyjne i geograficzna orientacja strefy (góra), zdjęcie strefy zniszczeniowej i rysunek strefy zniszczeniowej po korekcie perspektywy (dół). Szczegółowa lokalizacja na Fig. 23. N

Fig. 21. Przykład dokumentacji graficznej i interpretacji kinematycznej strefy zniszczeniowej (droga pod Szczelińcem do Pasterki, Góry Stołowe, czerwiec 2004). Dokumentacja obejmuje: zdjęcie sytuacyjne i geograficzna orientacja strefy (góra), zdjęcie strefy zniszczeniowej i rysunek strefy zniszczeniowej po korekcie perspektywy (dół). Szczegółowa lokalizacja na Fig. 23. N

Fig. 22. Przykład dokumentacji graficznej i interpretacji kinematycznej strefy zniszczeniowej (droga pod Szczelińcem do Pasterki, Góry Stołowe, czerwiec 2004). Dokumentacja obejmuje: zdjęcie sytuacyjne i geograficzna orientacja strefy (góra), zdjęcie strefy zniszczeniowej i rysunek strefy zniszczeniowej po korekcie perspektywy (dół). Szczegółowa lokalizacja na Fig. 23. N

geologiczne z serii Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów (1 : 25 000) są na tyle niedoskonałe, że dokładność lokalizacji stref zniszczeniowych na tych mapach, a zwłaszcza możliwość skorelowania hipsometrii ze wskazaniami GPS, jest niewielka. Jedynym wyjściem jest wykonanie własnego rozpoznania geologicznego obszaru dokumentowanego i wykonanie fragmentu mapy hipsometrycznej w oparciu o DEM (Fig. 23). Pasterka 19 W odospady 22 21 20 S zc z el in ie c M ały Szc zelin iec W ielki 500 m Karłów Fig. 23. Lokalna interpretacja kinematyczna okolic Szczelińca (Góry Stołowe) między innymi w oparciu o udokumentowane na Fig. 19, 20, 21 i 22. Elementy strukturalne zostały zlokalizowane bezpośrednio na podkładzie DEM SRTM 30 m x 30 m, z naniesioną hipsometrią co 10 m. 10 cm [43 / 32] Fig. 24. Przykład oceny przemieszczenia (rozwarcia) w szczelinie. Przeciętne rozwarcie wynosi 3,2 cm w kierunku 40-220. Jedna ze szczelin strefy zniszczeniowej w Chocieszowie (Góry Stołowe)

Charakterystyka geometryczna zniszczeń Dla poprawnej interpretacji przyczyny zniszczeń należy wykonać pomiar orientacji szczelin lub osi fałdów na płaszczyźnie neutralnej, o ile jest to możliwe. Każda strefa powinna być scharakteryzowana co najmniej 2 parametrami charakteryzującymi zniszczenia. W przypadku szczelin widocznych na płaszczyźnie neutralnej, orientację najlepiej oddaje diagram rozetowy, a rozwartość histogramy częstości dla modalnych kierunków orientacji. W przypadku, kiedy jest możliwe ustalenie względnych przemieszczeń krawędzi szczelin, najlepiej jest udokumentować to w formie notacji: orientacja linii przemieszczenia / przemieszczenie wyrażone w mm [D / d] i odwzorować podobnie, jak poprzednio na diagramie rozetowym i histogramach (Fig. 24). O ile pierwsza grupa danych ma znaczenie dla rekonstrukcji elipsy naprężeń, o tyle druga pozwala na bezpośrednie ustalenie kinematyki w strefie zniszczenia. Jedną z podstawowych przesłanek uzupełniających interpretację struktur zniszczeniowych musi być rzetelne rozpoznanie kartograficzne budowy geologicznej w miejscu ich występowania. Dotyczy to w szczególności analizy strukturalnej zjawisk tektonicznych w skałach otoczenia, a w miarę możliwości również w podłożu. Figury 25, 26 i 27 pokazują ścisły związek między tymi zespołami danych (por. Fig. 18). Moja praktyka wykazuje, że podłoże na którym dokumentujemy zjawiska zniszczeniowe może być z dużą precyzją rozpoznane po kątem występujących w nim powierzchni nieciągłości metodą penetracji radarowej (GPR). Obraz uzyskany do głębokości kilkunastu metrów całkowicie wystarcza do zdiagnozowania zniszczeń i wykluczenia innych przyczyn niż naturalne (geotektoniczne) (Fig. 28). Trzeba jednak pamiętać, że jest to metoda uzupełniająca w stosunku do bezpośredniej dokumentacji i pomiarów terenowych.

N 290-110 290-110 290-110 Karłów R ó w n i a K a r ł o w a C A B 20/80 N C ze r wo na Wo da S kalniak G. Ptak 500 m. 20/80 Fig. 25. Strefy zniszczeniowe w drodze (Karłów, Góry Stołowe). Dokumentacja zniszczeń i interpretacja kinematyczna (A); nawiązanie do struktur geologicznych w pobliżu i kinematyka regionu (B); przykład niskokątowych powierzchni ścinania R na uskoku tego samego systemu, Góra Ptak (C)

N A B C Fig. 26. Strefa zniszczeniowa w drodze z Chocieszowa do Batorówka (A) oraz wskaźniki kinematyczne ruchu na powierzchniach skalnych spękań na przedłużeniu strefy spękania kulisowe (B); rysy ślizgowe (C) Chocieszów Ty lna Borow a K opa Przednia Borowa Kopa Fig. 27. Interpretacja kinematyczna strefy zniszczeniowej i struktur tektonicznych w obrębie północnego progu morfologicznego Gór Stołowych (lokalizacja, jak wyżej oraz na Fig. 18)

Chocieszów 220-40 240-60 Karłów Fig. 26. Zinterpretowane przekroje georadarowe przez strefy zniszczeniowe prezentowane w opracowaniu. Na czerwono zaznaczone miejsce występowania zniszczeń na powierzchni LITERATURA AKYÜZ, H.S. & ALTUNEL, E., 2001. Geological and archeological evidence for post- Roman earthquake surface faulting at Cibyra, SW Turkey. Geodinamica Acta, 14: 95-101. ALLEN, P.A., ALLEN, J.R., 1990. Basin Analysis Principles and Applications. Blackwell Sci. Publs., 451 p., London. AL-HOMOUD, A.S., 2001. Field evaluation of engineering geologic hazards of an embankment dam constructed across a major, active plate boundary, fault. The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange, 414-426. California, USA. ANGELIER, J., 1979. Determination of the mean principal directions of stresses for a given fault population. Tectonophysics, 56: 17-26. ANGELIER, J., 1984. Tectonic analysis of fault slip data sets. Journal Geophysical Research, 89: 5835-5848. ANGELIER, J., LEE, J.-C., CHU, H.-T., HU, J.-C., 2003. Reconstruction of fault slip of the September 21st, 1999, Taiwan earthkuake in the asphalted surface of the car park, and coseismic slip partitioning. Journal of Structural Geology, 25: 345-350. AZZARO, R., 1999. Earthquake faulting at Mount Etna volcano (Sicily) and implications for active tectonics. Journal of Geodynamics, 28: 193-213.

AZZARO, R., BRANCA, S., GIAMMANCO, S., GURRIERI, S., RASA, R. & VALENZA, M., 1998. New evidence for the form and extent of the Pernicana Fault System (Mt. Etna) from structural and soil gas surveying. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 84:143 152. BADURA, J., PRZYBYLSKI, B., ZUCHIEWICZ, W., FARBISZ, J., KRZYSZKOWSKI, D. & SROKA, W., 2002. The Sudetic Marginal Fault and Kłodzko Basin faults, SW Poland, in the light of geoelectrical resistivity studies. Acta Montana, IRSM AS CR, 124: 57-65. BADURA, J., JAMROZ, O. & ZUCHIEWICZ, W., 2003. Recent crustal mobility of the Upper Nysa Kłodzka Graben, SW Poland. Acta Montana, IRSM AS CR, 131: 65-71. BARLETT, W.L., FRIEDMAN, M., LOGAN, J.M., 1981. Experimental folding and faulting of rocks under confining pressure. Part IX. Wrench faults in limestone layers. Tectonophysics, 79: 987-1022. BARON, I., AGLIARDI, F., AMBROSI, C., CROSTA, G.B., 2005. Numerical analysis of deep-seated mass movements in the Magura Nappe; Flysch Belt of the Western Carpathians (Czech Republic). Natural Hazards and Earth System Sciences, 5: 367 374. BERGERAT, F. & ANGELIER, J., 2003. Mechanical behaviour of the Arnes and Hestfjall Faults of June 2000 earthquake in Southern Iceland: inferences from surface traces and tectonic model. Journal of Structural Geology, 25: 1507-1523. BERGERAT, F., ANGELIER, J., GUDMUNDSSON, A., TORFASON, H., 2003. Push-ups, fracture patterns and palaeoseismology of the Leirubakki Fault, South Iceland. Journal of Structural geology, 25: 591-609. BILHAM, R. & YU, T.-T., 2000. The morphology of thrust faulting in the 21 September 1999, Chichi, Taiwan earthquake. Journal of Asian Earth Sciences, 18: 351-367. BOCK, Y., et al.,1997. Southern California Permanent GPS Geodetic Array: Continuous measurements of regional crustal deformation between the 1992 Landers and 1994 Northridge earthquakes. J. Geophysical Research, 102: 18013-18033. BOCK, Y., JONGE, DE, P.J., HONCIK, D., BEVIS, M., BOCK, L., WILSON, S., 2001. Epoch-by-epoch TM positioning applied to dam deformation monitoring at Diamond Valley Lake, southern California. The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange,78-87. California, USA. BORKOWSKI, A., BOSY, J., KONTNY, B., 2003. Time Series Analysis of EPN Stations as a criterion of choice of reference stations for Local Geodynamic Networks, Artificial Satellites. Journal of Planetary Geodesy, 38, 1. BRUIJNE, DE,A., KENSELAAR, F., KLEIJER, F., 2001. Kinematic deformation analysis of the first order benchmarks in the Netherlands. The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange, 185-192. California, USA.

CACOŃ, S., DYJOR, S., 1992. Wstępne określenie zagrożeń obiektów hydrotechnicznych ruchami tektonicznymi w rowie Paczkowa na przedgórzu Wschodnich Sudetów. W: Mat. V Konferencji technicznej kontroli zapór. Międzybrodzie Żywieckie 1-3 czerwca 1992: 181-193. CACOŃ, S., DYJOR, S., 1995. Neotectonic and recent crustal movements as potential hazard to water dams in Lower Silesia, SW Poland. Folia Quaternaria, 66: 59-72. CACOŃ S., DYJOR S., 2002. Recent Crustal Movements in Late Tertiary Tectonic Zones of the Sudetes and Northern Sudetic Foreland, SW Poland. Folia Quaternaria, 73. CACOŃ S., KONTNY B., BOSY J., 2003. Recent Activity of Main Tectonic Zones in Polish Sudety Mts. and Fore-Sudetic Block, Reports on Geodesy, IGGA, WUT, Warsaw, 2003 CACOŃ, S., MUSIOŁ, P., SZUSTER, M., 1991. Rola badań geodezyjnych w ocenie zagrożenia obiektów hydrotechnicznych współczesnymi ruchami tektonicznymi w rejonie Sudetów i przedsudecia. Zeszyty Naukowe Akademii Rolniczej we Wrocławiu, 210, Geodezja i Urządzenia Rolne, 10: 9-19. CACOŃ S., KOPECKY J., KACZAŁEK M., MĄKOLSKI K., KAPŁON J., KONTNY B., BOSY J., 2003. Results of the Geodynamic Investigations in the Stołowe Mts. Research Area, Acta Montana, IRSM AS CR, 130: CARTWRIGHT, J.A., & MANSFIELD, C.S., 1998. Lateral displacement variation and lateral tip geometry of normal faults in the Canyonlands National Park, Utah. Journal of Structural Geology, 20: 3-19. CHOW, J., ANGELIER, J., HUA, J.J., LEE, J.C., SUN, R., 2001. Paleoseismic event and active faulting: from ground penetrating radar and high-rsolution seismic reflection profiles across the Chihshang fault, eastern Taiwan. Tectonophysics, 33: 241-259. CHRZANOWSKI, A., CHEN, Y.Q., ROMERO, P., SECORD, J.M., 1986. Integration of geodetic and geotechnical deformation surveys in the geosciences. Tectonophysics, 130: 369-383. CHRISTIE-BLICK, N. & BIDDLE, K.T., 1985. Deformation and basin formation along strke-slip faults. Special Publication Soc. Econ. Paleont. Mineral.,37: 1-34. DADLEZ, R., JAROSZEWSKI, W., 1994. Tektonika. Wydawnictwo Naukowe PWN, 745 p. Warszawa. DATHE, E., 1897. Das Schlesisch-sudetische Erdbeben vom 11. Juni 1895. Abhandlunen der Königlich Preussischen geologischen Landesanstalt, 22: załącznik: mapa, Geologische Uebersichtkarte der Erschütterungs Gebiete. DUFFY, M.A., HILL, C., WHITAKER, C., CHRZANOWSKI, A., LUTES, J., BASTIN, G., 2001. An automated and integrated monitoring program for Diamond Valley Lake in California. The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange, K1-K23. California, USA.

ESPOSITO, E., PORFIDO, S., SIMONLLI, A.L., MASTROLORENZO, G. & IACCARINO, G., 2000. Landslides and other surface effects induced by the 1997 Umbria-Marche seismic sequence. Engineering Geology, 58: 353-376. FUA, B., AWATAA, Y., DUB, J., HE, W., 2001. Surface deformations associated with the 2001 Mw-7.8 Kunlun earthquake, northern Tibet: geomorphic growth features along a major strike slip fault. Engineering Geology, 75: 325-339. GALADINI, F. & GALLI, P., 1999. Palaeoseismology related to the displacement Roman archeological remains at Egna (Adige Valley, northern Italy). Tectonophysics, 308: 171-191. GALLI, P. & GALADINI, F., 2001. Surface faulting of archeological relics. A review of case histories from the Dead Sea to the Alps. Tectonophysics, 335: 291-312. GENRICH, J.F.,BOCK, Y., 1992. Rapid resolution of crustal motion at short ranges with the Global Positioning System. Journal of Geophysical Research, 97: 3261-3269. GLOWACKA, E., GONZALEZ, J.J., FABRIOL, H., 1999. Recent Vertical Deformation in Mexicali Valley and its Relationship with Tectonics, Seismicity, and the Exploitation of the Cerro Prieto Geothermal Field, Mexico. Pure and Applied Geophysics, 156: 591-614. GLOWACKA, E., GONZALEZ, J.J, NAVA, F.A., FARFAN, F., DÍAZ DE COSSIO, G., 2001. Monitoring surface deformation in the Mexicali Valley, b.c., Mexico. The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange, 175-183. California, USA. GOEBELL, S., MICHEL, G.W., GALAS, R., REIGBER, C., 2001. Near real-time deformation in Germany a contribution to the German research network natural disasters (DFNK). The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange, 149-153. California, USA. GORDON, S., LICHTI, D., STEWART, M., 2001. Application of a high-resolution, groundbased laser scanner for deformation measurements. The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange, 23-32. California, USA. GROPPELLI, G. & TIBALDI, A., 1999. Control of rock rheology on deformation style and slip-rate along the active Pernicana Fault, Mt. Etna, Italy. Tectonophysics, 305: 521-537. HANCOCK, P.L., ALTUNEL, E., 1997. Faulted archeological relics at Hierapolis (Pamukkale), Turkey. Journal of Geodynamics, 24: 21-36. HANKEMEIER, P., 1996. Der Satellitenpositionierungsdienst der deutschen Landesvermessung SAPOS. 80. Deutscher Geodaetentag in Dresden. DVW-Schriftenreihe 24: 182-191. KARNIK, V., MICHAL, E., MOLNAR, A., 1958. Erdbebenkatalog der Tschechoslovakei bis zum Jahre 1956. Geof. Sbornik ČSAV, 69 (1957): 411-595.

KONTNY, B., CACOŃ, S., MĄKOLSKI, B., BORKOWSKI, A., BOSY, J., DYJOR, S., 2003. Mobilność głównych stref tektonicznych w polskich Sudetach i na bloku przedsudeckim - projekt GEOSUD II KOPECKÝ, A., LOYDA, L., VYSKOČIL, P., 1996. Seismicity, neotectonics, and recent dynamics with special regard to the territory of Czech Republic. VÚGTK, 120 p. KOUKOUVELAS, I.K., STAMATOPOULOS, L., KATSONOPULOU, D., PAVLIDES, S., 2001. A palaeoseismological and geoarcheological investigation of the Eliki fault, Gulf of Corinth, Greece. Journal of Structural Geology, 23: 531-543. KRZYSZKOWSKI, D., PIJET, E., 1993. Morfologiczne i geologiczne efekty ruchów neotektonicznych na sudeckim uskoku brzeżnym w północno-wschodniej części Gór Sowich w Sudetach Środkowych. Folia Quaternaria, 64: 83-99. KRZYSZKOWSKI, D., STACHURA, R., 1993. Morfologiczne efekty ruchów neotektonicznych na Pogórzu Wałbrzyskim w Sudetach Środkowych. Folia Quaternaria, 64: 71-82. KRZYSZKOWSKI, D., MIGOŃ, P., SROKA, W., 1995. Neotectonic Quaternary history of the Sudetic Marginal Fault, SW Poland. Folia Quaternaria, 66: 73-98. LASKA, W., 1902. O trzęsieniach ziemi w Polsce. Kosmos, 27: 1-6. LAUBE, G.C., 1883. Das Erdbeben von Trautenau am 31. Jänner 1883. Jahrbuch der Kaiserlich-Königlichen Geologischen Reichanstalt, 33: 331-372. LINA, A., OUCHIB, T., CHENC, A., MARUYAMAD, C., 2001. Co-seismic displacements, folding and shortening structures along the Chelungpu surface rupture zone occurred during the 1999 Chi-Chi (Taiwan) earthquake. Tectonophysics, 330: 225-244. LEONHARD, R., VOLZ, W., 1896. Das mittelschlesiche Erdbeben vom 11 Juni 1895 und die schlesischen Erdbeben. Zeitschrift des Ges. f. Erdkunde zu Berlin, 21: 1-21. LINA, A., OUCHIB, T., CHENC, A., MARUYAMAD, T., 2001. Co-seismic displacements, folding and shortening structures along the Chelungpu surface rupture zone occurred during the 1999 Chi-Chi (Taiwan) earthquake. Tectonophysics, 330: 225-244. LISZKOWSKI, J., 1975. Metody badań neotektonicznych i współczesnych ruchów skorupy ziemskiej. [W:] Mater. I Kraj. Symp. "Współczesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce", II, Wyd. Geol., 55-73. Warszawa. MARRETT, R. & ALLMENDINGER, R. M., 1990. Kinematic analysis of fault-slip data. Journal of Structural Geology, 12: 973-986. MASZTALERZ, K., WOJEWODA, J., 1990. Stożek aluwialny pre-kaczawy - przykład sedymentacji w czynnej strefie przesuwczej, plio-plejstocen, Sudety. Przegląd Geologiczny, 9: 363-370.

OLCZAK, T., 1962. Sejsmiczność Polski w okresie 1901-1950. Acta Geophisica Polonica, 10: 3-11. OTA, Y., MITSUHISA WATANABEB, M., SUZUKIC, Y., SAWAD, H., 2004. Geomorphological identification of pre-existing active Chelungpu Fault in central Taiwan, especially its relation to the location of the surface rupture by the 1999 Chichi earthquake. Quaternary International, 115-116: 155-166. PAGACZEWSKI, J., 1972. Catalogue of earthquakes in Poland in 1000-1970 years. Publs. Inst. Geoph. Pol. Acad. Sc., 51: 3-36. PAXTON, J.F., 2001. Milliken Dam: structural monitoring of a concrete arch dam. The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange, 193-202. California, USA. PILANT, W. L., 1989. A PC-interactive stereonet plotting program. Computers and Geosciences, 15: 43-58. PRZYBYLSKI, B., 1998. Glacial and neotectonic constraints on the Quaternary evolution of the Fore-Sudetic reach of the Nysa Kłodzka River. Geological Quarterly, 42: 221-238. RIEDEL, W., 1929. Zur Mechanik geologischer Brucherscheinungen. Zentralblatt für Mineralogie, Geologie und Paleontologie, 1929: 354-368. ROMIEU, C., BEILIN, J., PERSON, T., 2001. Service de geodesie et nivellement travaux speciaux special survey of the "Viaduc de Verrieres". The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange, PP82-PP88 (poster). California, USA. RUTLEDGE, D., GNIPP, J., KRAMER, J., 2001. Advances in real-time GPS deformation monitoring for landslides, volcanoes, and structures. The 10th FIG International Symposium on Deformation Measurements, March 2001 Orange, 110-121. California, USA. SCHENK, V., SCHENKOVA, Z., 1994. Geodynamic investigation of the Czech part of the Sudeten MTS. Zeszyty Naukowe Akademii Rolniczej we Wrocławiu, 255: 161-172. SCHENK, V., GITIS, V.G., SCHENKOVA, Z., MANTLIK, F., KOTTNAUER, P., YURKOV, E.F., SHCHUKIN, Y.K., 1991. Maximum earthquake prediction in Central Eurpe given by the GEO 1.2 expert system. Proc. of the 4th Intern. Conf. on Seismic Zonation, vol. 3, Earthquake Engineering Resarch Institute, 83-91. Stanford SROKA, W., 1991. Tektoniczny charakter krawędzi Pogórza Karkonoskiego. Acta Universitatis Wratislaviensis, 378, Prace Geologiczno-Mineralogiczne, 29: 239-249. SROKA, W., 1997. Ewolucja morfotektoniczna Sudetów w rejonie Kotliny Kłodzkiej w świetle analizy morfometryczno-statystycznej. Acta Universitatis Wratislaviensis, 1939, Prace Geologiczno-Mineralogiczne, 58: 239-249. SKÁCELOVÁ, Z, SKÁCEL, J., 2000. Seismic Activity on the Eastern Margin of the Bohemian Massif. 2nd Czech-Polish Workshop, On recent geodynamics of the East Sudety Mts. and adjacent areas. Bolesławów, Poland April 6-8.04.2000: 14.