В геологии сдвиг — это реакция горной породы на деформацию , обычно вызванную сжимающим напряжением , и формирует 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 горных пород 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 образованию трещин и простых сбросов .
Типичные породы зон сдвига включают милонит , катаклазит , S-тектонит и L-тектонит , псевдотахилит , некоторые брекчии и сильно рассланцованные разновидности боковых пород .
Зона сдвига — это плоская или криволинейная зона, состоящая из пород, которые более напряжены, чем породы, прилегающие к зоне. Обычно это тип разлома , но может быть трудно поместить отчетливую плоскость разлома в зону сдвига. Зоны сдвига могут образовывать зоны гораздо более интенсивной сланцеватости , деформации и складчатости . Внутри зон сдвига могут наблюдаться эшелонированные жилы или трещины.
Многие зоны сдвига содержат рудные месторождения, поскольку они являются фокусом гидротермального потока через орогенные пояса . Они часто могут показывать некоторую форму ретроградного метаморфизма из пиковой метаморфической ассоциации и обычно метасоматизированы .
Зоны сдвига могут быть шириной всего в несколько дюймов или до нескольких километров. Часто, из-за их структурного контроля и присутствия на краях тектонических блоков, зоны сдвига являются картируемыми единицами и образуют важные разрывы для разделения террейнов. Таким образом, многие крупные и длинные зоны сдвига названы, как и системы разломов.
Когда горизонтальное смещение этого разлома можно измерить в десятках или сотнях километров длины, 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 подвергается порода. Реакция породы на эти условия определяет, как она приспосабливается к деформации.
Зоны сдвига, возникающие в более хрупких реологических условиях (более холодные, с меньшим ограничивающим давлением ) или при высоких скоростях деформации, имеют тенденцию разрушаться в результате хрупкого разрушения; при этом происходит разрушение минералов, которые измельчаются в брекчию с измельченной текстурой.
Зоны сдвига, возникающие в условиях хрупкой пластичности, могут выдерживать значительную деформацию, приводя в действие ряд механизмов, которые в меньшей степени зависят от разрушения породы и происходят внутри минералов и самих минеральных решеток. Зоны сдвига выносят сжимающее напряжение за счет движения по плоскостям расслоения.
Сдвиг в пластичных условиях может происходить за счет разрушения минералов и роста границ субзерен, а также за счет скольжения решетки . Это происходит, в частности, на пластинчатых минералах, особенно слюдах.
Милониты по сути представляют собой пластичные зоны сдвига.
В начале сдвига в толще горных пород сначала формируется проникающая планарная сланцеватость . Это проявляется в перестройке текстурных особенностей, росте и перестройке слюд и росте новых минералов.
Начальная сдвиговая фолиация обычно формируется нормально к направлению основного укорочения и является диагностическим признаком направления укорочения. При симметричном укорочении объекты сплющиваются на этой сдвиговой фолиации примерно так же, как круглый шарик патоки сплющивается под действием силы тяжести.
В асимметричных зонах сдвига поведение объекта, подвергающегося сокращению, аналогично тому, как шарик патоки размазывается по мере того, как он сплющивается, как правило, в эллипс. В зонах сдвига с выраженными смещениями сдвиговая сланцеватость может образовываться под небольшим углом к общей плоскости зоны сдвига. Эта сланцеватость в идеале проявляется как синусоидальный набор сланцеватостей, образованных под небольшим углом к основной сдвиговой сланцеватости и которые изгибаются в основную сдвиговую сланцеватость. Такие породы известны как LS-тектониты.
Если скальный массив начинает подвергаться значительным поперечным перемещениям, эллипс деформации удлиняется в сигарообразный объем. В этой точке сдвиговые фолиации начинают распадаться на стержневую или растянутую линейную структуру. Такие породы известны как L-тектониты.
Очень характерные текстуры образуются в результате пластичного сдвига. Важной группой микроструктур, наблюдаемых в зонах пластичного сдвига, являются S-плоскости, C-плоскости и C'-плоскости.
Направление сдвига, демонстрируемое структурами SC и SC', соответствует направлению сдвига зоны, в которой они находятся.
Другие микроструктуры, которые могут давать ощущение сдвига, включают:
Режимы транспрессии формируются при косом столкновении тектонических плит и при неортогональной субдукции . Обычно образуется смесь косо-сдвиговых сбросов и сдвиговых или трансформных сбросов. Микроструктурными свидетельствами режимов транспрессии могут быть стержневые линейные структуры , милониты , гнейсы со структурой очковой зернистости , слюдяные рыбки и т. д.
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 приобретает трапециевидную форму, в которой доминируют косые разломы, крутопадающие лежачие покровы и складки сбросо-изгибов.
Альпийский сланец Новой Зеландии характеризуется сильно гофрированным и сколотым филлитом . Он выталкивается вверх со скоростью от 8 до 10 мм в год, и эта область подвержена крупным землетрясениям с южным блоком вверх и западным косым направлением движения.
Режимы транстенсии являются косыми средами растяжения. Косые, нормальные геологические разломы и разломы отрыва в рифтовых зонах являются типичными структурными проявлениями условий транстенсии. Микроструктурные свидетельства транстенсии включают стержневые или растягивающие линейные структуры , растянутые порфиробласты , милониты и т. д.
Схемы и определения сдвига ( машина Wayback ), Университет Западной Англии , Бристоль. Архивная копия неполная, 31.12.2012.