Сдвиг (геология)

жила с будинатом Кварцевая (с деформированной каймой), демонстрирующая левого ощущение сдвига , Старлайт-Пит, Золотой рудник Фортнум, Западная Австралия.

В геологии обычно сдвиг — это реакция горной породы на деформацию, вызываемую сжимающим напряжением , которая образует определенные текстуры. Сдвиг может быть однородным или неоднородным, а также может быть чистым сдвигом или простым сдвигом . Изучение геологического сдвига связано с изучением структурной геологии , микроструктуры или текстуры горных пород и механики разломов .

Процесс сдвига происходит в хрупких , хрупко-пластичных и пластичных породах. В чисто хрупких породах сжимающее напряжение приводит к трещинам и простым разломам .

Скалы

Породы, типичные для зон сдвига, включают милонит , катаклазит , S-тектонит и L-тектонит , псевдотахилит , некоторые брекчии и сильно рассланцованные варианты вмещающих пород .

Зона сдвига

Асимметричный сдвиг базальта, шахта Лабушер, бассейн Гленгарри, Австралия. Сдвиговая асимметрия левая, ручка для масштаба

Основная статья: Зона сдвига

Зона сдвига представляет собой таблитчатую или пластинчатую, плоскую или криволинейную зону, состоящую из пород, которые более напряжены, чем породы, прилегающие к этой зоне. Обычно это тип разлома , но может быть сложно поместить отчетливую плоскость разлома в зону сдвига. Зоны сдвига могут образовывать зоны гораздо более интенсивного расслоения , деформации и складчатости . кулисные жилы В зонах сдвига могут наблюдаться или трещины.

Многие зоны сдвига содержат рудные месторождения, поскольку они являются очагом гидротермального потока через орогенные пояса . Они часто могут демонстрировать некоторую форму ретроградного метаморфизма из пика метаморфического комплекса и обычно метасоматизируются .

Зоны сдвига могут иметь ширину от нескольких дюймов до нескольких километров. Часто из-за их структурного контроля и присутствия по краям тектонических блоков зоны сдвига представляют собой картографируемые единицы и образуют важные разрывы, разделяющие террейны. Таким образом, названо множество крупных и протяженных зон сдвига, идентичных системам разломов.

Когда горизонтальное смещение этого разлома может измеряться десятками или сотнями километров в длину, разлом называют мегасдвигом. Мегасдвиги часто указывают на края древних тектонических плит.

Механизмы стрижки

Правая скользкая пирита сторона

Механизмы сдвига зависят от давления и температуры породы, а также от скорости сдвига, которому она подвергается. Реакция породы на эти условия определяет, как она выдерживает деформацию.

Зоны сдвига, которые возникают в более хрупких реологических условиях (более прохладное, меньшее удерживающее давление ) или при высоких скоростях деформации, имеют тенденцию разрушаться вследствие хрупкого разрушения; разрушение минералов, которые измельчаются в брекчию с измельченной текстурой.

Зоны сдвига, которые возникают в хрупко-пластичных условиях, могут выдерживать значительную деформацию, запуская ряд механизмов, которые в меньшей степени зависят от разрушения породы и происходят внутри минералов и самих минеральных решеток. Зоны сдвига воспринимают сжимающее напряжение за счет движения по плоскостям слоения.

Сдвиг в пластичных условиях может происходить за счет разрушения минералов и роста границ субзерен, а также за счет скольжения решетки . Это происходит особенно на пластинчатых минералах, особенно на слюдах.

Милониты по существу представляют собой зоны пластичного сдвига.

Микроструктуры зон сдвига

Типичный пример правостороннего сдвигового расслоения в LS-тектоните, карандаш указывает в направлении направления сдвига. Обратите внимание на синусоидальную природу сдвигового слоения.

В начале сдвига проникающая плоская слоистость в массиве горных пород сначала образуется . Это проявляется в изменении текстурных особенностей, росте и перестройке слюд и росте новых минералов.

Зарождающееся сдвиговое слоение обычно формируется перпендикулярно направлению основного укорочения и является диагностическим признаком направления укорочения. При симметричном укорочении объекты расплющиваются на этом слое сдвига почти так же, как круглый шарик патоки расплющивается под действием силы тяжести.

В зонах асимметричного сдвига поведение объекта, подвергающегося укорочению, аналогично размазыванию шарика патоки по мере его сплющивания, обычно в форме эллипса. В зонах сдвига с выраженными смещениями может образовываться сдвиговое слоение под небольшим углом к ​​общей плоскости зоны сдвига. Это слоение в идеале проявляется как синусоидальный набор слоений, сформированных под небольшим углом к ​​основному слоению сдвига и изгибающихся в главное слоение сдвига. Такие породы известны как LS-тектониты.

Если горная порода начинает подвергаться значительным латеральным перемещениям, эллипс деформации удлиняется до объема сигарообразной формы. В этот момент сдвиговые слоения начинают распадаться на стержневые линии или линии растяжения. Такие породы известны как L-тектониты.

Вытянутый галечный конгломерат L-тектонита, иллюстрирующий линию растяжения внутри зоны сдвига, бассейн Гленгарри, Австралия. Выраженный асимметричный сдвиг привел к тому, что галька-конгломерат растянулась в удлиненные сигарообразные стержни.

Пластичные сдвиговые микроструктуры

Тонкий срез (скрещенные поляры) гранат-слюдяного , слюдяную рыбку и сланца, показывающий повернутый порфиробласт граната удлиненные минералы. Этот образец был найден недалеко от зоны сдвига в Норвегии (надвиг Осе), гранат в центре (черный) имеет диаметр примерно 2 мм.

В результате пластического сдвига образуются очень характерные текстуры. Важной группой микроструктур, наблюдаемых в зонах пластичного сдвига, являются S-плоскости, C-плоскости и C'-плоскости.

• S-плоскости или плоскости сланца обычно представляют собой плоскую структуру, возникающую в результате расположения слюд или пластинчатых минералов. Определите сплющенную длинную ось эллипса деформации.
• C-плоскости или плоскости цисайлямента образуются параллельно границе зоны сдвига. Угол между плоскостями C и S всегда острый и определяет направление сдвига. Как правило, чем меньше угол CS, тем больше деформация.
• Плоскости C', также известные как полосы сдвига и ткани вторичного сдвига, обычно наблюдаются в сильно рассланцованных милонитах, особенно в филлонитах , и формируются под углом около 20 градусов к S-плоскости.

Направление сдвига, демонстрируемое структурами SC и SC', совпадает с ощущением сдвига зоны, в которой они находятся.

Другие микроструктуры, которые могут создавать ощущение сдвига, включают:

• сигмовидные вены
• слюдяная рыба
• повернутые порфирокласты
• асимметричные будены (рис. 1)
• асимметричные складки

Транспрессия

Режимы транспрессии формируются при косом столкновении тектонических плит и при неортогональной субдукции . Обычно образуется смесь косо-надвиговых и сдвиговых или трансформных разломов. Микроструктурными свидетельствами транспрессионных режимов могут быть стержневые линии , милониты , гнейсы с оуген-структурой , слюдяные рыбы и так далее.

Типичным примером режима транспрессии является зона Альпийского разлома Новой Зеландии , где косая субдукция Тихоокеанской плиты под Индо-Австралийскую плиту преобразуется в косое сдвиговое движение. Здесь орогенный пояс принимает трапециевидную форму, в которой преобладают косые взбросы , крутопадающие лежачие покровы и складки-разломы.

Альпийский сланец Новой Зеландии характеризуется сильно зубчатым и растрепанным филлитом . Он поднимается со скоростью от 8 до 10 мм в год, и этот район подвержен сильным землетрясениям с южным блоком и наклонным движением на запад.

Транстензия

Транстензионные режимы представляют собой среду косвенного напряжения. Наклонные, сбросовые геологические разломы и разломы в рифтовых зонах являются типичными структурными проявлениями условий транстензии. Микроструктурные признаки транстензии включают стержневые или тянущиеся линии , вытянутые порфиробласты , милониты и т. д.

См. также

• Сходящаяся граница
• Кренуляция
• Разлом (геология)
• Слоистость (геология)
• Микроструктура породы
• Деформационное разделение
• Чувствительность индикаторов сдвига: правосторонняя и левосторонняя.

Ссылки

Диаграммы и определения сдвига ( Wayback Machine ), Университета Западной Англии , Бристоль. Архивная копия неполная, 31.12.2012.