В геологии сдвиг — это реакция горной породы на деформацию , обычно 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 .
Породы, типичные для зон сдвига, включают милонит , катаклазит , S-тектонит и L-тектонит , псевдотахилит , некоторые брекчии и сильно рассланцованные версии вмещающих пород .
Зона сдвига представляет собой таблитчатую, 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 . В зонах сдвига могут наблюдаться кулисные жилы 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. [1]
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, возникающие 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 представляют собой по существу пластичные зоны сдвига.
В начале сдвига в массиве горных пород сначала образуется проникающая плоская слоистость . 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, когда он сплющивается, обычно образуя эллипс. В зонах сдвига с выраженными смещениями может образовываться сдвиговое слоение под небольшим углом к общей плоскости зоны сдвига. В идеале это слоение 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.
В результате пластического сдвига образуются очень характерные текстуры. Важной группой микроструктур, наблюдаемых в зонах пластичного сдвига, являются S-плоскости, C-плоскости и C'-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:
Режимы транспрессии формируются при косом столкновении тектонических плит и при неортогональной субдукции . Обычно образуется смесь косо-сдвиговых и сдвиговых или трансформных разломов. Микроструктурными свидетельствами транспрессионных режимов могут быть стержневые линии , милониты , гнейсы с оген-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 орогенический 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 . Его подъем поднимается со скоростью от 8 до 10 мм в год, и этот район подвержен сильным землетрясениям с южным блоком и наклонным движением на запад.
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.
Диаграммы и определения сдвига ( Wayback Machine ), Университета Западной Англии , Бристоль. Архивная копия неполная, 31.12.2012.