4.4. Fracturarea rocilor: diaclaze, fisuri, falii

Intuiție

Un geam crăpat ține încă ploaia, dar nu mai este un geam întreg: rezistența lui o dau crăpăturile, nu sticla. Un masiv de rocă este la fel. Proba de laborator măsoară sticla; versantul, tunelul și fundația barajului ascultă de crăpături.

Când tensiunile depășesc rezistența rocii în domeniul fragil, continuitatea masivului se întrerupe pe suprafețe de rupere. În sens larg, toate aceste suprafețe, împreună cu suprafețele de stratificație și de șistozitate, sunt discontinuități ale masivului de rocă; standardul SR EN ISO 14689 folosește acest termen generic pentru orice suprafață de rezistență la întindere redusă sau nulă (ASRO, 2018). După existența sau absența unei deplasări relative a compartimentelor separate, fracturile se împart în diaclaze (fără deplasare) și falii (cu deplasare).

4.4.1. Diaclaze și fisuri

Diaclazele (joints) sunt fracturi de-a lungul cărora nu s-a produs o deplasare vizibilă a pereților; fisurile sunt diaclaze de dimensiuni mici (centimetri–decimetri) și cu deschidere redusă, iar crăpăturile sunt fracturi deschise, cu lățime de ordinul centimetrilor. Diaclazele apar prin întindere (perpendicular pe \(\sigma_3\)), prin forfecare (în perechi conjugate, înclinate cu circa \(30^\circ\) față de \(\sigma_1\)), prin contracția rocilor magmatice la răcire (coloanele bazaltice), prin uscarea sedimentelor sau prin descărcarea masivului la eroziune (diaclaze de descărcare, paralele cu suprafața terenului). Ele sunt aproape întotdeauna grupate în familii (sisteme) de diaclaze paralele, iar două sau trei familii cu orientări diferite, împreună cu stratificația, împart masivul în blocuri (Figura 4.5a). Forma și dimensiunile blocurilor guvernează comportarea masivului: rezistența, deformabilitatea și permeabilitatea unui masiv fracturat sunt controlate mai mult de discontinuități decât de roca intactă dintre ele (Hoek et al., 1995, Priest, 1993).

Clasificarea genetică a fisurilor. În cursurile românești de geologie structurală, fisurile se grupează și după procesul care le-a produs [DE COMPLETAT: sursa clasificării genetice (singenetice, epiclaze, atectoclaze, antropoclaze)]:

• fisuri de origine fizico-chimică, generate de variațiile de volum ale rocii: singenetice (apar odată cu roca: fisurile de contracție la răcirea rocilor magmatice, crăpăturile de uscare ale sedimentelor argiloase, cu contur poligonal în plan și formă de pană în adâncime), diagenetice (apar în timpul consolidării sedimentului) și epigenetice sau epiclaze (apar după consolidarea rocii, prin alterare: variațiile de temperatură dilată și contractă partea exterioară a rocii mai mult decât interiorul ei, rezultând fisuri paralele cu suprafața și desprinderea în foi, adică exfolierea descrisă în Secțiunea 2.5.1, la care se adaugă efectul îngheț–dezghețului);

• fisuri de origine mecanică netectonică (atectoclaze), produse de greutatea depozitelor acoperitoare, de alunecări și prăbușiri sau de descărcarea versanților; când cauza este activitatea omului (excavații, exploatări miniere, pompări), se vorbește de antropoclaze;

• fisuri tectonice: de tensiune (deschise, cu pereți neregulați, perpendiculare pe \(\sigma_3\)) și de forfecare (închise, cu pereți netezi, adesea lustruiți, numiți oglinzi de fricțiune, dispuse în perechi conjugate).

Distincția are consecințe practice: fisurile de alterare și de descărcare se sting în adâncime, de regulă în primii metri sau în primele zeci de metri, pe când fisurile tectonice se regăsesc pe toată înălțimea masivului și își păstrează orientarea pe suprafețe mari. Figura 4.4 arată o suprafață de rocă pe care se intersectează mai multe familii de fisuri.

Figura 4.4 Suprafață de rocă străbătută de mai multe familii de fisuri care se intersectează (foto: I. Boți). [DE COMPLETAT: locul, roca și anul]

Figura 4.5 Descrierea discontinuităților: (a) front de rocă cu două familii de discontinuități (stratificație și diaclaze) – spațierea \(s\), persistența \(\ell\) și blocurile individualizate; (b) detaliu al unei discontinuități: deschidere, umplutură, alterarea pereților, apă; (c) profiluri de rugozitate cu valori crescătoare ale coeficientului JRC (schematic, după Barton și Choubey, 1977, simplificat).

Descrierea discontinuităților în teren și pe carote se face după o schemă standardizată, stabilită inițial de comisia ISRM (ISRM, 1978) și preluată de SR EN ISO 14689 (ASRO, 2018). Parametrii înregistrați pentru fiecare familie sunt:

1. tipul discontinuității (stratificație, șistozitate, diaclază, falie, contact) și orientarea (sens de înclinare/înclinare, Secțiunea 4.2); orientările măsurate se reprezintă în proiecție stereografică (Figura 4.6), unde familiile apar ca grupări de poli, iar relația lor cu orientarea taluzului sau a galeriei se analizează grafic (Capitolul 6);

2. spațierea: distanța perpendiculară dintre discontinuitățile aceleiași familii (Tabelul 4.1); determină dimensiunea blocurilor și, indirect, RQD;

3. persistența: lungimea urmei discontinuității pe aflorament (foarte mică sub 1 m, mică 1–3 m, medie 3–10 m, mare 10–20 m, foarte mare peste 20 m); o discontinuitate persistentă poate deveni suprafață de alunecare pentru un întreg versant, în timp ce una care se termină în rocă intactă („punte de rocă”) este mult mai puțin periculoasă;

4. rugozitatea: neregularitatea suprafeței, la scară mică (aspră, netedă, lucioasă) și la scară mare (plană, ondulată, în trepte); rugozitatea mărește rezistența la forfecare. Barton și Choubey (1977) au cuantificat-o prin coeficientul de rugozitate JRC (joint roughness coefficient), cu valori de la 0 (suprafață netedă, plană) la 20 (suprafață foarte aspră, ondulată), estimat prin comparare cu zece profiluri standard (Figura 4.5c) sau măsurat prin încercări de forfecare;

5. deschiderea: distanța dintre pereți, măsurată perpendicular (închisă sub 0,1 mm, strânsă 0,1–0,5 mm, deschisă 0,5–2,5 mm, moderat largă 2,5–10 mm, largă peste 10 mm); controlează permeabilitatea, care crește cu cubul deschiderii;

6. umplutura: materialul dintre pereți (argilă, calcit, cuarț, produse de alterare, brecie), grosimea și consistența lui; umpluturile argiloase reduc drastic rezistența la forfecare, cele de calcit sau cuarț pot „suda” discontinuitatea;

7. alterarea pereților și rezistența rocii din pereți (estimată cu ciocanul Schmidt sau prin indice de rezistență la sarcină punctuală);

8. apa: discontinuitate uscată, umedă, cu picurare sau cu curgere, cu evaluarea debitului;

9. numărul de familii și dimensiunea blocurilor rezultate (de la blocuri foarte mari, peste 8 m\(^3\), la blocuri foarte mici, sub 0,0002 m\(^3\)) [DE VERIFICAT: limitele exacte ale claselor de persistență, deschidere și dimensiune a blocurilor din SR EN ISO 14689:2018; valorile de mai sus urmează ISRM 1978].

Ridicarea fisurilor în teren. În aflorimente sau în deschideri artificiale, măsurătorile se fac sistematic, fie pe o linie de scanare (o ruletă întinsă pe front, de-a lungul căreia se înregistrează toate discontinuitățile intersectate), fie într-o fereastră de observație, de exemplu o bandă lată de 1–2 m și lungă de 10–20 m, în care se notează toate fisurile vizibile (Priest, 1993). Pentru fiecare fisură se înregistrează parametrii din lista de mai sus, iar alături se notează direcția și înclinarea stratelor. Pentru ca familiile să poată fi separate statistic pe stereogramă este nevoie de cel puțin câteva zeci de măsurători pe fiecare front (în practica didactică se cer minimum 50–60) [DE VERIFICAT: numărul minim de măsurători recomandat în ISRM 1978 și în Priest 1993].

Tabelul 4.1 Clasificarea discontinuităților după spațiere (după ISRM, 1978)

Termen	Spațiere
extrem de mică	\(<\) 20 mm
foarte mică	20–60 mm
mică	60–200 mm
moderată	200–600 mm
mare	0,6–2 m
foarte mare	2–6 m
extrem de mare	\(>\) 6 m

Figura 4.6 Proiecția stereografică (rețea Wulff, emisfera inferioară) a unei discontinuități cu poziția 120/35: (a) cercul mare al planului și polul acestuia; (b) principiul proiecției – o linie cu înclinarea \(p\) intersectează emisfera inferioară în \(Q\), iar dreapta \(Q\)–zenit înțeapă planul de proiecție în \(P\).

Rezistența la forfecare a unei discontinuități fără umplutură se estimează cu relația empirică a lui Barton și Choubey (1977):

(4.2)\[ \tau = \sigma_n \tan\left[\mathrm{JRC}\,\log_{10}\!\left(\frac{\mathrm{JCS}}{\sigma_n}\right) + \varphi_r\right], \]

în care \(\tau\) este rezistența la forfecare, \(\sigma_n\) tensiunea normală pe discontinuitate, JCS (joint wall compressive strength) rezistența la compresiune a rocii din pereți, iar \(\varphi_r\) unghiul de frecare rezidual. Relația arată că, la tensiuni normale mici (taluzuri, fundații superficiale), contribuția rugozității este mare, iar la tensiuni mari asperitățile se forfecă și rezistența tinde spre cea dată de frecarea de bază.

Gradul de fracturare al masivului se exprimă cantitativ, în foraje, prin indicele RQD (Rock Quality Designation), propus de Deere (1964): raportul procentual dintre lungimea însumată a bucăților de carotă intacte, mai lungi de 10 cm, și lungimea manevrei de foraj, pentru carote cu diametrul de cel puțin circa 50 mm:

(4.3)\[ \mathrm{RQD} = \frac{\sum \ell_i \,(\ell_i \geq 10~\text{cm})}{L_{\text{manevră}}} \times 100~\%. \]

Pe baza valorii obținute din relația (4.3), calitatea masivului se clasifică astfel: RQD \(<\) 25 % foarte slabă, 25–50 % slabă, 50–75 % acceptabilă, 75–90 % bună, 90–100 % excelentă. Rupturile produse de foraj și manipulare (recunoscute după suprafețele proaspete, neregulate) nu se iau în considerare. Pentru afloramente, unde nu există carote, Priest (1993) prezintă relația dintre RQD și frecvența discontinuităților \(\lambda\) (număr pe metru, măsurat pe o linie de scanare): \(\mathrm{RQD} \approx 100\,e^{-0,1\lambda}(0{,}1\lambda + 1)\). Valoarea RQD intră în clasificările geomecanice ale masivelor de rocă (RMR, Q) folosite la proiectarea susținerilor în tuneluri (Bieniawski, 1989, Hoek et al., 1995).

O evaluare directă, pe baza observației geologice, este indicele de rezistență geologică GSI (Geological Strength Index), introdus de Hoek și colaboratorii (Hoek și Brown, 1997, Marinos și Hoek, 2000). GSI ia valori între 0 și 100 și se estimează dintr-o diagramă în care se combină structura masivului (de la intact/masiv, prin blocuri bine încastrate, la sfărâmat sau laminat/forfecat) cu starea suprafețelor discontinuităților (de la foarte bună – aspră, proaspătă, nealterată – la foarte slabă – lucioasă, puternic alterată, cu umplutură argiloasă). GSI este parametrul de intrare al criteriului de rupere Hoek–Brown, prin care rezistența și deformabilitatea masivului se deduc din cele ale rocii intacte, și a fost adaptat ulterior pentru masivele eterogene, puternic tectonizate, precum flișul carpatic (Marinos, 2019).

4.4.2. Falii. Elementele faliilor

Falia este o fractură (sau o zonă de fracturi) de-a lungul căreia compartimentele de rocă s-au deplasat unul față de celălalt, paralel cu suprafața de rupere. Deplasarea poate fi de la câțiva centimetri până la zeci sau sute de kilometri, iar lungimea faliei de la câțiva metri la mii de kilometri. Elementele geometrice ale unei falii sunt (Figura 4.7) (Fossen, 2016, Twiss și Moores, 2007):

• planul faliei: suprafața de rupere pe care s-a produs deplasarea; poziția lui se exprimă prin elementele de zăcământ (sens de înclinare/înclinare), unghiul de înclinare fiind notat cu \(\beta\); intersecția planului cu suprafața terenului este linia faliei;

• compartimentele (blocurile) faliei: la o falie înclinată, compartimentul situat deasupra planului este acoperișul (hanging wall), cel de dedesubt culcușul (footwall); după mișcarea relativă, unul este compartimentul ridicat și celălalt compartimentul coborât;

• săritura (slip, rejetul): deplasarea relativă a celor două compartimente, măsurată între două puncte inițial adiacente ale aceluiași reper (strat, filon). Săritura totală \(s_t\) se măsoară pe planul faliei; proiecțiile ei pe verticală și pe orizontală, în planul perpendicular pe direcția faliei, sunt săritura verticală \(s_v\) (throw) și săritura orizontală \(s_h\) (heave), legate prin \(s_v = s_t \sin\beta\) și \(s_h = s_t \cos\beta\); o componentă a deplasării poate fi paralelă cu direcția faliei (săritura pe direcție, strike slip). Când reperul este un strat, în foraje și în excavații se observă, după caz, lacune (stratele lipsesc) sau repetiții (aceleași strate sunt traversate de două ori).

Figura 4.7 Elementele unei falii (exemplu: falie normală): planul faliei cu înclinarea \(\beta\), linia faliei, compartimentele – culcuș (ridicat) și acoperiș (coborât) – și săriturile: totală \(s_t\), verticală \(s_v\) și orizontală \(s_h\), măsurate pe un strat reper. Lângă plan, roca este sfărâmată (brecie) sau laminată (milonit).

Falia se recunoaște în teren după întreruperea și deplasarea stratelor sau a altor repere, dar și după o serie de roci și structuri de falie produse de frecarea compartimentelor:

• oglinzile de fricțiune (slickensides): suprafețe netede, lustruite, uneori acoperite cu o peliculă de calcit, cuarț sau clorit, pe care apar striațiile (slickenlines) – zgârieturi paralele cu direcția de deplasare; micile trepte ale striațiilor indică sensul mișcării;

• brecia de falie: rocă alcătuită din fragmente colțuroase, de dimensiuni variate, ale rocilor sfărâmate, necimentate sau cimentate ulterior; gouge-ul (fault gouge) este produsul de măcinare foarte fin, argilos, cu rezistență minimă și permeabilitate redusă;

• cataclazitele și milonitele: roci ale metamorfismului dinamic (Secțiunea 3.3.2), formate la adâncimi mai mari, prin sfărâmare (cataclazite) sau prin laminare ductilă, cu recristalizare și textură puternic orientată (milonite).

Faliile importante nu sunt un plan unic, ci zone de falie (zone de forfecare) cu lățimi de la centimetri la sute de metri, alcătuite dintr-un nucleu de brecie și gouge, înconjurat de o zonă de roci intens fisurate (Figura 7.7). Aceste zone sunt cele mai slabe și, adesea, cele mai permeabile părți ale masivului de rocă, iar identificarea și caracterizarea lor constituie unul dintre obiectivele principale ale investigării amplasamentelor (Secțiunea 4.5).

4.4.3. Clasificarea faliilor

Faliile se clasifică, în primul rând, după sensul mișcării relative a compartimentelor față de planul faliei (Figura 4.8). Clasificarea are o bază mecanică, formulată de E. M. Anderson în 1951: la suprafața terenului, una dintre tensiunile principale este verticală, iar tipul de falie depinde de care dintre ele (Davis et al., 2012, Fossen, 2016).

Figura 4.8 Tipurile principale de falii: (a) falie normală (gravitațională), (b) falie inversă, (c) falie de încălecare (șariaj), cu pânza (alohtonul) deplasată peste autohton; (d) decroșare dextră și (e) senestră, în vedere în plan, cu un strat reper deplasat; (f) sistem de falii normale care delimitează grabene și un horst. Săgețile mici indică mișcarea relativă a compartimentelor.

Falii normale (gravitaționale). Acoperișul coboară față de culcuș (Figura 4.8a). Se formează când \(\sigma_1\) este verticală (greutatea rocilor) și \(\sigma_3\) orizontală, adică într-un regim de extensie a scoarței; planul înclină, în mod tipic, cu 60–70\(^\circ\). Prin falii normale, scoarța se întinde și se subțiază: ele delimitează bazinele de sedimentare, riftul continental și marginile pasive ale continentelor. Un compartiment coborât între două falii normale care înclină una spre cealaltă este un graben; un compartiment ridicat între două falii care înclină în sensuri opuse este un horst (Figura 4.8f). Grabenul Rinului, riftul est-african sau, în România, grabenul Depresiunii Panonice și bazinele de pe marginea ei (Depresiunea Zarandului, Depresiunea Beiușului) sunt exemple de structuri delimitate de sisteme de falii normale (Mutihac, 1990). O succesiune de compartimente coborâte în trepte, pe falii paralele, formează o structură în trepte; faliile normale care se aplatizează cu adâncimea (falii listrice) produc bascularea compartimentului coborât.

Falii inverse. Acoperișul urcă față de culcuș (Figura 4.8b). Se formează în regim de compresiune, cu \(\sigma_1\) orizontală și \(\sigma_3\) verticală; scoarța se scurtează și se îngroașă. Faliile inverse cu înclinare mare (\(>45^\circ\)) sunt relativ rare; cele mai multe falii de compresiune au înclinări mici.

Falii de încălecare (șariaje) și pânze tectonice. Încălecarea (thrust) este o falie inversă cu înclinare mică, în general sub 30\(^\circ\), pe care acoperișul este împins peste culcuș pe distanțe de kilometri (Figura 4.8c). Când deplasarea atinge zeci de kilometri, iar suprafața de încălecare este aproape orizontală, masa de roci deplasată se numește pânză tectonică (nappe, șariaj); rocile pânzei formează alohtonul, iar cele peste care a fost împinsă autohtonul. Suprafața de încălecare este, de obicei, o zonă de forfecare cu brecii, milonite sau argile laminate. Prin eroziune, în pânză pot apărea ferestre tectonice (locuri unde autohtonul iese la zi, înconjurat de alohton) și petice de acoperire (klippe, resturi izolate ale pânzei). În pânze, rocile mai vechi stau frecvent peste roci mai noi, o inversiune a succesiunii normale de vârste, care poate fi recunoscută numai prin studiul stratigrafic (Capitolul 5).

Carpații românești sunt un lanț muntos alcătuit, în cea mai mare parte, din pânze tectonice, formate în timpul orogenezei alpine (Săndulescu, 1984). În Carpații Orientali, de la interior spre exterior, se succed pânzele cristalino-mezozoice (Dacidele mediane: pânzele bucovinică, subbucovinică și infrabucovinică), pânzele flișului intern (pânza de Ceahlău) și ale flișului extern (Moldavidele: pânzele de Teleajen, de Audia, de Tarcău, a Cutelor Marginale și pânza subcarpatică), fiecare încălecând peste următoarea, spre est, iar ansamblul peste platformele din vorland. În Carpații Meridionali, pânza getică, alcătuită din șisturi cristaline și învelișul lor sedimentar, acoperă autohtonul danubian, care iese la zi în ferestrele tectonice din Munții Retezat, Parâng și în Defileul Dunării (Mutihac, 1990, Săndulescu, 1984). Structura în pânze explică de ce, în Carpați, un tunel sau o galerie de aducțiune traversează pe distanțe scurte roci cu vârste, litologii și proprietăți foarte diferite, separate prin zone de forfecare.

Decroșări. Decroșările (falii de decroșare, strike-slip faults) sunt falii cu plan aproape vertical, pe care deplasarea este orizontală, paralelă cu direcția faliei (Figura 4.8d, e). Se formează când \(\sigma_1\) și \(\sigma_3\) sunt orizontale, iar \(\sigma_2\) verticală. Sensul mișcării se stabilește privind peste falie: dacă compartimentul opus s-a deplasat spre dreapta, decroșarea este dextră; dacă spre stânga, senestră. Faliile San Andreas (California) și Anatoliană de Nord (Turcia) sunt decroșări dextre de peste o mie de kilometri lungime, cu sărituri cumulate de zeci până la sute de kilometri, pe care se produc cutremure majore (Capitolul 7). Multe falii au o mișcare oblică, cu componente atât pe înclinare, cât și pe direcție; la curbura sau la terminația decroșărilor apar structuri secundare de compresiune (cute, încălecări) sau de extensie (bazine pull-apart).

Falii transformante. O categorie aparte de decroșări, identificată de Wilson (1965), sunt faliile transformante: limite de plăci litosferice (Secțiunea 2.3) pe care plăcile alunecă lateral una față de cealaltă, fără a se crea sau distruge litosferă. Ele decalează segmentele dorsalelor medio-oceanice, iar pe continente leagă între ele zone de subducție sau de rift; falia San Andreas este exemplul clasic de falie transformantă continentală. Denumirea provine din faptul că, la capete, mișcarea se „transformă” în alt tip de deformare (expansiune sau subducție).

Falii cu mișcare oblică și falii de detașare. Tipurile de mai sus sunt cazuri-limită. Mișcarea reală pe planul faliei se descrie prin unghiul de pitch al săriturii totale: unghiul, măsurat în planul faliei, dintre vectorul de deplasare și direcția faliei. La faliile normale și inverse, pitch-ul este de 90\(^\circ\) (deplasarea se face pe linia de cea mai mare pantă, iar componenta pe direcție este nulă); la decroșări este de 0\(^\circ\); valorile intermediare definesc faliile oblice, denumite după ambele componente ale mișcării (de exemplu falie normală senestră sau decroșare dextră inversă). În teren, pitch-ul se măsoară pe striațiile oglinzilor de fricțiune (Capitolul 6). Faliile de detașare (de dezlipire, detachment) sunt falii normale cu înclinare mică, pe care un volum mare de roci se deplasează peste culcuș pe distanțe mari, de exemplu pe flancul unui masiv în curs de ridicare (Fossen, 2016).

Sisteme de falii și exemple din România. Faliile apar rareori izolate; ele formează sisteme de falii paralele sau conjugate, cu vârste și mișcări succesive, care compartimentează scoarța în blocuri. Fundamentul platformelor din sudul și estul României este străbătut de câteva falii crustale majore, în general acoperite de depozite mai noi, dar bine identificate prin foraje și prospecțiuni geofizice (Mutihac, 1990, Săndulescu, 1984):

• falia Intramoesică, orientată NV–SE, de la curbura Carpaților spre Bulgaria, separă sectorul valah (vestic) de sectorul sud-dobrogean (estic) al Platformei Moesice, două compartimente cu fundament de vârstă și natură diferite (Matenco et al., 2007, Săndulescu, 1984);

• falia Peceneaga–Camena, orientată tot NV–SE, separă Dobrogea Centrală (formațiunea șisturilor verzi, cutată în Proterozoicul superior) de Dobrogea de Nord (orogen hercinic și cimmeric); este considerată o parte a marii linii tectonice Tornquist–Teisseyre, care traversează Europa de la Marea Baltică la Marea Neagră (Hippolyte, 2002);

• falia Sfântu Gheorghe, la nord de Dobrogea de Nord, separă orogenul nord-dobrogean de Platforma Scitică și Depresiunea Predobrogeană, iar falia Capidava–Ovidiu separă Dobrogea Centrală de Dobrogea de Sud (Hippolyte, 2002);

• falia Trotușului, orientată aproximativ E–V pe aliniamentul văii Trotușului, separă vorlandul moldav (Platforma Est-Europeană și Platforma Scitică) de Platforma Moesică; a funcționat în Miocen ca o decroșare, iar mișcările pe ea au controlat evoluția zonei de curbură a Carpaților (Matenco și Bertotti, 2000, Matenco et al., 2007).

Aceste falii au avut mișcări importante în trecutul geologic, iar unele dintre ele sunt considerate, cel puțin pe anumite segmente, ca fiind active și în prezent, fiind asociate cu seismicitatea crustală din Dobrogea, din zona Făgăraș–Câmpulung sau din nordul Câmpiei Române (Secțiunea 7.2.3).