Сдвиговая тектоника или тектоника рывка — это тип тектоники , в котором доминируют латеральные (горизонтальные) движения в земной коре (и литосфере ). Там, где зона сдвиговой тектоники образует границу между двумя тектоническими плитами , это известно как трансформная или консервативная граница плит. Области сдвиговой тектоники характеризуются определенными стилями деформации, включая: степоверы , сдвиги Риделя , цветочные структуры и сдвиговые дуплексы . Там, где смещение вдоль зоны сдвиговой деформации отклоняется от параллельности с самой зоной, стиль становится либо транспрессионным , либо транстенсиональным в зависимости от направления отклонения. Сдвиговая тектоника характерна для нескольких геологических сред, включая океанические и континентальные трансформные разломы, зоны косой коллизии и деформирующий форланд зон континентальной коллизии . [1] [2]
Когда развиваются зоны сдвиговых разломов, они обычно формируются как несколько отдельных сегментов разлома, которые смещены друг относительно друга. Области между концами соседних сегментов известны как ступенчатые смещения . В случае зоны правого разлома смещение вправо известно как растягивающее растягивающее смещение, поскольку движение на двух сегментах приводит к деформации растяжения в зоне смещения, в то время как смещение влево известно как растягивающее растягивающее смещение. Для активных систем сдвигов разрывы землетрясений могут перескакивать с одного сегмента на другой через промежуточный ступенчатый сдвиг, если смещение не слишком велико. Численное моделирование показало, что возможны скачки не менее 8 км или, возможно, больше. Это подкреплено доказательствами того, что разрыв землетрясения Куньлунь 2001 года перепрыгнул более чем на 10 км через растягивающее растягивающее смещение. [3] Наличие перепадов во время разрыва зон сдвиговых разломов было связано с началом распространения сверхсдвига (распространения со скоростью, превышающей скорость S-волны ) во время разрыва землетрясения. [4]
На ранних стадиях формирования сдвигового разлома смещение в породах фундамента создает характерные структуры разломов в пределах вышележащего чехла. Это также будет иметь место, когда активная сдвиговая зона лежит в области продолжающегося осадконакопления. При низких уровнях деформации общий простой сдвиг приводит к образованию набора небольших разломов. Доминирующий набор, известный как сдвиги R, формируется примерно в 15° к нижележащему разлому с тем же направлением сдвига. Затем сдвиги R связываются вторым набором, сдвигами R', который формируется примерно в 75° к основному следу разлома. [5] Эти две ориентации разломов можно понимать как сопряженные наборы разломов под углом 30° к короткой оси мгновенного эллипса деформации, связанного с полем деформации простого сдвига, вызванным смещениями, приложенными к основанию последовательности чехла. При дальнейшем смещении сегменты разлома Риделя будут стремиться стать полностью связанными, пока не сформируется сквозной разлом. Связь часто происходит с развитием дополнительного набора сдвигов, известных как «P-сдвиги», которые примерно симметричны сдвигам R относительно общего направления сдвига. [6] Несколько наклонные сегменты будут соединяться вниз в разлом у основания последовательности чехла с помощью винтообразной геометрии. [7]
В деталях, многие сдвиговые разломы на поверхности состоят из кулисных или переплетенных сегментов, которые во многих случаях, вероятно, были унаследованы от ранее сформированных сдвигов Риделя. В поперечном сечении смещения преимущественно обратные или нормальные по типу в зависимости от того, является ли общая геометрия разлома транспрессионной (т.е. с небольшим компонентом сокращения) или транстенсиональной (с небольшим компонентом расширения). Поскольку разломы имеют тенденцию соединяться вниз на одной нити в фундаменте, геометрия привела к тому, что их называют цветочной структурой . Зоны разломов с преимущественно обратными разломами известны как положительные цветы , в то время как зоны с преимущественно нормальными смещениями известны как отрицательные цветы . Идентификация таких структур, особенно там, где положительные и отрицательные цветы развиваются на разных сегментах одного и того же разлома, считается надежным индикатором сдвигового сдвига. [8]
.png/1280px-Deformed_bedded_chert_with_flower_structures,_Busuanga,_Palawan_(annotated).png)
Сдвиговые дуплексы возникают в областях перегиба разломов, образуя линзообразные почти параллельные массивы коней . Они возникают между двумя или более крупными ограничивающими разломами, которые обычно имеют большие смещения. [9]
Идеализированный сдвиговой сброс проходит по прямой линии с вертикальным падением и имеет только горизонтальное движение, поэтому нет никаких изменений в топографии из-за движения сброса. В действительности, по мере того, как сдвиговые сбросы становятся большими и развитыми, их поведение меняется и становится более сложным. Длинный сдвиговой сброс следует лестничной траектории, состоящей из разнесенных плоскостей сброса, которые следуют основному направлению сброса. [10] Эти субпараллельные участки сначала изолированы смещениями, но со временем они могут стать соединенными перешагиваниями, чтобы приспособиться к сдвиговому смещению. [9] На длинных участках сдвигового сдвига плоскость сброса может начать изгибаться, создавая структуры, похожие на перешагиватели. [11]
Правое боковое движение сдвигового разлома при правом шаге (или перешагивании) приводит к изгибам растяжения, характеризующимся зонами проседания , локальными нормальными разломами и бассейнами растяжения . [9] На дуплексах растяжения нормальные разломы будут принимать вертикальное движение, создавая отрицательный рельеф. Аналогично, левое шагание при правостороннем разломе создает контракционные изгибы; это сокращает переходы, которые отображаются локальными обратными разломами , зонами выталкивания и складками . [11] На структурах контракционного дуплекса надвиговые разломы будут принимать вертикальное смещение, а не складываться, поскольку процесс поднятия более энергоэффективен. [11]
Сдвиговые дуплексы являются пассивными структурами; они формируются в ответ на смещение ограничивающего разлома, а не под действием напряжений от движения плит. [10] Длина каждого коня варьируется от половины до двух расстояний между ограничивающими плоскостями разлома. В зависимости от свойств горных пород и разлома дуплексы будут иметь разные соотношения длин и будут развиваться либо на крупных, либо на едва заметных смещениях, хотя можно наблюдать дуплексные структуры, которые развиваются на почти прямых участках разлома. [11] Поскольку движение дуплексов может быть неоднородным, отдельные кони могут испытывать вращение с горизонтальной осью, что приводит к образованию ножничных разломов. Ножничные разломы демонстрируют нормальное движение на одном конце коня и надвиговое движение на другом конце. [11] Поскольку структуры сдвиговых дуплексов имеют больше горизонтального движения, чем вертикального, их лучше всего наблюдать на карте, а не на вертикальной проекции, и они являются хорошим показателем того, что главный разлом имеет сдвиговое движение. [9]
Пример сдвиговых дуплексов наблюдается в силле Ламбертвилля, Нью-Джерси. [12] Разломы Флемингтон и Хоупвелл, два основных разлома в регионе, испытали 3 км смещения и более 20 км сдвиговых движений, чтобы приспособиться к региональному расширению. Можно проследить линзовидные структуры, которые интерпретируются как кони, которые образуют дуплексы. [12] Линзовидные структуры, наблюдаемые в карьере 3M, имеют длину 180 метров и ширину 10 метров. Основной дуплекс имеет длину 30 м, также присутствуют другие более мелкие дуплексы. [12]
Области сдвиговой тектоники связаны с:
Срединно-океанические хребты разбиты на сегменты, смещенные друг относительно друга трансформными разломами . Активная часть трансформы связывает два сегмента хребта. Некоторые из этих трансформ могут быть очень большими, например, зона разлома Романш , активная часть которой простирается примерно на 300 км.
Трансформные разломы внутри континентальных плит включают некоторые из наиболее известных примеров сдвиговых структур, такие как разлом Сан-Андреас , трансформный разлом Мертвого моря , Северо-Анатолийский разлом и Альпийский разлом .
Основные боковые смещения между крупными разрывами растяжения или надвига обычно связаны диффузными или дискретными зонами сдвиговых деформаций, что позволяет передавать общее смещение между структурами.
В большинстве зон столкновения континент-континент относительное движение плит наклонно к самой границе плит. Деформация вдоль границы обычно разделяется на структуры сжатия со смещением в передней части с одной большой структурой со сдвигом во внутренней части, вмещающей весь компонент сдвига вдоль границы. Примерами служат Главный недавний разлом вдоль границы между Аравийской плитой и Евразийской плитой за складчато-надвиговым поясом Загроса , [13] разлом Ликинье -Офки , который проходит через Чили , и Большой Суматранский разлом , который проходит параллельно зоне субдукции вдоль Зондского желоба .
Процесс, иногда называемый инденторной тектоникой , впервые описанный Полом Таппонье , происходит во время коллизионного события, когда одна из плит деформируется изнутри вдоль системы сдвиговых разломов. Наиболее известным активным примером является система сдвиговых структур, наблюдаемых в Евразийской плите, когда она реагирует на столкновение с Индийской плитой , например, разлом Куньлунь и разлом Алтын-Таг . [14]