Сдвиг (геология) - Shear (geology)

Будинирован кварц вена (штамм бахрома) , показывающие левосторонний сдвиг чувства , Starlight Яму, Фортнум Gold Mine, Западная Австралия

В геологии , сдвиг является ответ скалы к деформации , как правило , с помощью сжимающего напряжения и форм конкретных текстур. Сдвиг может быть однородным или неоднородным, а также может быть чистым сдвигом или простым сдвигом . Изучение геологического сдвига связано с изучением структурной геологии , микроструктуры горных пород или текстуры горных пород и механики разломов .

Процесс сдвига происходит в хрупких , хрупко-вязких и вязких породах. В чисто хрупких породах напряжение сжатия приводит к трещинообразованию и простому нарушению целостности .

Горные породы

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

Зона сдвига

Асимметричный сдвиг в базальте, шахта Лабушер, бассейн Гленгарри, Австралия. Асимметрия сдвига левосторонняя, перо для шкалы
Основная статья: Зона сдвига

Зона сдвига представляет собой пластинчатую, плоскую или криволинейную зону, состоящую из горных пород, которые более напряжены, чем породы, прилегающие к зоне. Обычно это тип разлома , но может быть трудно поместить четкую плоскость разлома в зону сдвига. Зоны сдвига могут образовывать зоны гораздо более интенсивной слоистости , деформации и складчатости . Внутри зон сдвига могут наблюдаться эшелонированные жилки или трещины.

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

Зоны сдвига могут быть шириной от нескольких дюймов до нескольких километров. Часто из-за структурного контроля и присутствия на краях тектонических блоков зоны сдвига являются картируемыми единицами и образуют важные разрывы между отдельными террейнами. Таким образом, названы многие большие и длинные зоны сдвига, идентичные системам разломов.

Когда горизонтальное смещение этого разлома может измеряться десятками или сотнями километров по длине, разлом называют мегасдвигом. Мегашдеры часто указывают на края древних тектонических плит.

Механизмы стрижки

Правосторонняя slickenside из пирита

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

Зоны сдвига, которые возникают в более хрупких реологических условиях (более холодное, меньшее ограничивающее давление ) или при высоких скоростях деформации, имеют тенденцию разрушаться из-за хрупкого разрушения; разрушение минералов, измельченных в брекчию с измельченной текстурой.

Зоны сдвига, которые возникают в хрупко-вязких условиях, могут выдерживать большую деформацию, задействуя ряд механизмов, которые в меньшей степени зависят от разрушения породы и возникают внутри минералов и самих минеральных решеток. Зоны сдвига воспринимают сжимающее напряжение за счет движения по плоскостям слоистости.

Сдвиг в пластичных условиях может происходить из-за разрушения минералов и роста границ субзерен, а также из-за скольжения решетки . Это особенно характерно для пластинчатых минералов, особенно слюды.

Милониты - это, по сути, зоны пластичного сдвига.

Микроструктуры зон сдвига

Типичный пример слоения правого сдвига в тектоните LS с карандашом, указывающим в направлении сдвига. Обратите внимание на синусоидальный характер слоения сдвига.

Во время начала сдвига в массиве горных пород сначала формируется проникающая плоская слоистость . Это проявляется в изменении структурных особенностей, росте и выравнивании слюды, а также в росте новых минералов.

Начальная слоистость сдвига обычно формируется перпендикулярно направлению основного укорочения и является диагностическим признаком направления укорочения. При симметричном сокращении объекты сглаживаются на этом сдвиговом слоении почти так же, как круглый шар патоки сглаживается под действием силы тяжести.

В зонах асимметричного сдвига поведение объекта, подвергающегося укорачиванию, аналогично тому, как шарик патоки размазывается по мере его расплющивания, как правило, в форме эллипса. В зонах сдвига с выраженными смещениями слоистость сдвига может образовываться под небольшим углом к ​​общей плоскости зоны сдвига. Это слоение идеально проявляется как набор синусоидальных слоений, сформированных под малым углом к ​​основному слоению сдвига и изгибающихся в основное слоение сдвига. Такие породы известны как тектониты LS.

Если горная порода начинает подвергаться значительному боковому смещению, эллипс деформации удлиняется, образуя сигарный объем. В этот момент слоистые слои со сдвигом начинают распадаться на линию стержней или линию растяжения. Такие породы известны как L-тектониты.

Растянутый конгломерат гальки L-тектонит, иллюстрирующий линейность растяжения в зоне сдвига, бассейн Гленгарри, Австралия. Выраженный асимметричный сдвиг превратил камешки конгломерата в удлиненные стержни сигарообразной формы.

Пластичные микроструктуры сдвига

Тонкий разрез (скрещенные поляры) гранат-слюдяного сланца, показывающий повернутый порфиробласт из граната , слюды и удлиненных минералов. Этот образец был взят из близкой к зоне сдвига в Норвегии (надвиг Осе), гранат в центре (черный) имеет диаметр примерно 2 мм.

Благодаря пластичному сдвигу образуются очень характерные текстуры. Важной группой микроструктур, наблюдаемых в зонах пластичного сдвига, являются S-плоскости, C-плоскости и C 'плоскости.

  • S-плоскости или плоскости расслоения обычно определяются плоской тканью, вызванной выравниванием слюды или пластинчатых минералов. Определите развернутую длинную ось эллипса деформации.
  • C-плоскости или плоскости cisaillement 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 вторичные ткани сдвига, обычно наблюдаются в сильно расслоенных милонитах, особенно в филлонитах , и образуются под углом около 20 градусов к S-плоскости.

Чувство сдвига, показываемое структурами SC и SC ', совпадает с ощущением сдвига в зоне, в которой они находятся.

Другие микроструктуры, которые могут дать ощущение сдвига, включают:

Транспрессия

Транспрессионные режимы формируются при косом столкновении тектонических плит и при неортогональной субдукции . Обычно образуются смесь косо-сдвиговых надвигов и сдвиговых или трансформных разломов. Микроструктурная доказательству транспрессионных режимов можно тяги аномалий , милониты , Augen структурированных гнейсов , слюды рыбы и так далее.

Типичным примером режима транспрессии является зона Альпийского разлома в Новой Зеландии , где наклонное погружение Тихоокеанской плиты под Индо-Австралийскую плиту преобразуется в наклонное сдвиговое движение. Здесь орогенный пояс приобретает трапециевидную форму с преобладанием косых косых разломов , круто падающих прилегающих покровов и изгибно- разломных складок.

Alpine Schist Новой Зеландии характеризуются сильно crenulated и стриженых филлитами . Он сдвигается вверх со скоростью от 8 до 10 мм в год, и этот район подвержен сильным землетрясениям с южным блоком вверх и ощущением движения под углом к ​​западу.

Транстензия

Режимы транстензии - это наклонно-напряженная среда. Наклонные, нормальные геологические разломы и сбросы в рифтовых зонах являются типичными структурными проявлениями условий транстенсии. Микроструктурные признаки транспонирования включают линии образования стержней или растяжек , растянутые порфиробласты , милониты и т. Д.

Смотрите также

использованная литература

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