В геологии зона сдвига — это тонкая зона в земной коре или верхней мантии , которая сильно деформировалась из-за того, что стенки горных пород по обе стороны зоны скользят друг мимо друга. В верхней коре, где горные породы хрупкие, зона сдвига принимает форму трещины, называемой разломом . В нижней коре и мантии экстремальные условия давления и температуры делают горные породы пластичными . То есть горные породы способны медленно деформироваться без разрушения, подобно горячему металлу, обрабатываемому кузнецом. Здесь зона сдвига — это более широкая зона, в которой пластичная горная порода медленно течет, чтобы приспособиться к относительному движению стенок горных пород по обе стороны.
Поскольку зоны сдвига встречаются в широком диапазоне глубин, с зонами сдвига связано большое разнообразие различных типов горных пород со своими характерными структурами.
Зона сдвига — это зона сильной деформации (с высокой скоростью деформации ), окруженная породами с более низким состоянием конечной деформации . Она характеризуется отношением длины к ширине более 5:1. [1]
Зоны сдвига образуют континуум геологических структур, начиная от хрупких зон сдвига (или разломов ) через хрупко-пластичные зоны сдвига (или полухрупкие зоны сдвига ), пластично-хрупкие и пластичные зоны сдвига . В хрупких зонах сдвига деформация сосредоточена на узкой поверхности трещины, разделяющей породы стенки, тогда как в пластичной зоне сдвига деформация распространяется по более широкой зоне, причем состояние деформации непрерывно меняется от стенки к стенке. Между этими конечными членами существуют промежуточные типы хрупко-пластичных (полухрупких) и пластично-хрупких зон сдвига, которые могут объединять эти геометрические особенности в различных пропорциях.
Этот континуум, обнаруженный в структурных геометриях зон сдвига, отражает различные механизмы деформации, царящие в коре, то есть переход от хрупкой (разрушение) на поверхности или вблизи нее к пластичной (текучей) деформации с увеличением глубины. Проходя через хрупко-полухрупкий переход, пластичная реакция на деформацию начинает проявляться. Этот переход не привязан к определенной глубине, а скорее происходит в определенном диапазоне глубин - так называемой чередующейся зоне , где хрупкое разрушение и пластичное течение сосуществуют. Основная причина этого заключается в обычно гетероминеральном составе горных пород, при этом различные минералы демонстрируют различные реакции на приложенные напряжения (например, под напряжением кварц реагирует пластически задолго до того, как это делают полевые шпаты ). Таким образом, различия в литологии , размере зерна и ранее существовавших структурах определяют различные реологические реакции. Однако на глубину перехода влияют и другие, чисто физические факторы, в том числе:
В модели Шольца для кварцево-полевошпатовой коры (с геотермой, взятой из Южной Калифорнии) хрупко-полухрупкий переход начинается на глубине около 11 км при температуре окружающей среды 300 °C. Затем лежащая в основе чередующаяся зона простирается примерно до глубины 16 км с температурой около 360 °C. [2] Ниже глубины примерно 16 км обнаруживаются только пластичные зоны сдвига.
Сейсмогенная зона , в которой зарождаются землетрясения , связана с хрупкой областью, шизосферой. Ниже промежуточной чередующейся зоны находится пластосфера. В сейсмогенном слое , который находится ниже верхнего перехода устойчивости , связанного с верхним пределом сейсмичности (обычно расположенным на глубине около 4–5 км), начинают появляться настоящие катаклазиты. Затем сейсмогенный слой уступает чередующейся зоне на глубине 11 км. Однако крупные землетрясения могут разрываться как до поверхности, так и вглубь чередующейся зоны, иногда даже в пластосферу.
Деформации в зонах сдвига ответственны за развитие характерных тканей и минеральных комплексов, отражающих господствующие условия давления – температуры (pT), тип течения, направление движения и историю деформации. Поэтому зоны сдвига являются очень важными структурами для раскрытия истории конкретного террейна .
Начиная с поверхности Земли, в зоне сдвига обычно встречаются следующие типы горных пород:
Как разломные выбоины, так и катаклазиты возникают в результате абразивного износа хрупких сейсмогенных разломов.
Милониты начинают появляться с началом полухрупкого поведения в чередующейся зоне, характеризующейся адгезионным износом . Псевдотахилиты все еще могут встречаться здесь. При переходе в условия фации зеленых сланцев псевдотахилиты исчезают, и сохраняются только различные типы милонитов. Полосатые гнейсы являются высокосортными милонитами и встречаются в самом низу зон пластичного сдвига.
Направление сдвига в зоне сдвига ( правосторонний , левосторонний , обратный или нормальный) можно определить по макроскопическим структурам и множеству микротектонических индикаторов.
Основными макроскопическими индикаторами являются полосы ( slickensides ), slickenfibers и растяжение – или минеральные линии. Они указывают направление движения. С помощью маркеров смещения, таких как смещенная слоистость и дайки , или прогиб (изгиб) слоистости/фолиации в зону сдвига, можно дополнительно определить направление сдвига.
Эшелонированные массивы трещин растяжения (или жилы растяжения), характерные для зон вязко-хрупкого сдвига, и складки оболочки также могут быть ценными макроскопическими индикаторами сдвига.
Микроскопические индикаторы состоят из следующих структур:
Ширина отдельных зон сдвига простирается от масштаба зерна до километрового масштаба. Зоны сдвига в масштабе земной коры (мегасдвиги) могут достигать ширины 10 км и, следовательно, демонстрировать очень большие смещения от десятков до сотен километров.
Зоны хрупкого сдвига (разломы) обычно расширяются с глубиной и увеличением смещений.
Поскольку зоны сдвига характеризуются локализацией деформации, должна произойти некоторая форма размягчения деформации , чтобы затронутый материал-хозяин деформировался более пластично. Размягчение может быть вызвано следующими явлениями:
Кроме того, для того чтобы материал стал более пластичным (квазипластичным) и подвергался непрерывной деформации (течению) без разрушения, необходимо учитывать следующие механизмы деформации (в масштабе зерен):
Благодаря глубокому проникновению, зоны сдвига встречаются во всех метаморфических фациях . Хрупкие зоны сдвига более или менее распространены в верхней коре. Пластичные зоны сдвига начинаются в условиях фации зеленых сланцев и поэтому ограничены метаморфическими террейнами.
Зоны сдвига могут возникать в следующих геотектонических обстановках:
Зоны сдвига не зависят ни от типа горной породы, ни от геологического возраста. Чаще всего они не изолированы в своем проявлении, а обычно образуют фрактально -масштабные, связанные, анастомозирующие сети , которые отражают в своей компоновке основное доминирующее чувство движения террейна в то время.
Хорошими примерами зон сдвига сдвигового типа являются Южная Армориканская зона сдвига и Северная Армориканская зона сдвига в Бретани , Северо-Анатолийская зона разлома в Турции и разлом Мертвого моря в Израиле . Зонами сдвига трансформного типа являются разлом Сан-Андреас в Калифорнии и Альпийский разлом в Новой Зеландии . Зона сдвига надвигового типа — надвиг Мойн на северо-западе Шотландии . Примером зоны субдукции является Японская срединная тектоническая линия . Зоны сдвига, связанные со сбросом отрыва, можно найти в юго-восточной Калифорнии, например, сброс отрыва горы Уиппл . Примером огромной анастомозирующей зоны сдвига является зона сдвига Борборема в Бразилии .
Важность зон сдвига заключается в том, что они являются основными зонами слабости в земной коре, иногда простирающимися в верхнюю мантию. Они могут быть очень долгоживущими образованиями и обычно демонстрируют свидетельства нескольких стадий наложения активности. Материал может переноситься в них вверх или вниз, наиболее важным из которых является вода, циркулирующая с растворенными ионами . Это может вызвать метасоматоз во вмещающих породах и даже повторно оплодотворить материал мантии.
Зоны сдвига могут содержать экономически выгодные месторождения полезных ископаемых , примерами которых являются важные месторождения золота в докембрийских террейнах.
