 | Эта статья требует дополнительных ссылок для проверки . ( май 2012 г. ) ( Узнайте, как и когда удалить этот шаблон сообщения ) |
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 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 .
Скалы [ править ]
Породы, типичные для зон сдвига, включают милонит , катаклазит , S-тектонит и L-тектонит , псевдотахилит , некоторые брекчии и сильно расслоенные версии вмещающих пород .
Зона сдвига [ править ]
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 сложно 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 всего в несколько дюймов или 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. [1]
Механизмы стрижки [ править ]
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 в результате хрупкого разрушения; разрушение минералов, измельченных в брекчию с измельченной текстурой.
Зоны сдвига, которые возникают в хрупко-пластичных условиях, могут выдерживать большую деформацию, задействуя ряд механизмов, которые меньше зависят от разрушения породы и возникают внутри минералов и самих минеральных решеток. Зоны сдвига воспринимают сжимающее напряжение за счет движения в плоскостях 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 [ править ]
Во время начала сдвига в массиве горных пород сначала образуется проникающая плоская слоистость . Это проявляется в изменении структурных особенностей, росте и выравнивании слюды, а также в росте новых минералов.
Начальное расслоение сдвига обычно формируется перпендикулярно направлению основного укорочения и является диагностическим признаком направления укорочения. При симметричном сокращении объекты сглаживаются на этом поперечном 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 виде эллипса. В зонах сдвига с выраженными смещениями слоение 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 масса начинает подвергаться значительному боковому смещению, эллипс деформации удлиняется, образуя сигарный объем. В этот момент слоистые слои со сдвигом начинают распадаться на линию стержня или линию растяжения. Такие породы известны как L-тектониты.
Пластичные микроструктуры сдвига [ править ]
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 сланцевания обычно определяются плоской тканью , образованной 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 примерно 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:
- сигмовидные вены
- слюдяная рыба
- повернутые порфирокласты
- асимметричные будины (рисунок 1)
- асимметричные складки
Транспрессия [ править ]
Транспрессионные режимы формируются при косом столкновении тектонических плит и при неортогональной субдукции . Обычно образуются смеси 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 лежащих покровов и изгибно- разломных складок.
Alpine Schist Новой Зеландии характеризуются сильно crenulated и стриженых филлитами . Он поднимается 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 [ править ]
Режимы транстензии - это наклонно-напряженная среда. Наклонные, нормальные геологические разломы и сбросы в рифтовых зонах являются типичными структурными проявлениями условий транстенсии. Микроструктурные доказательства транспонирования включают линии образования стержней или растяжек , растянутые порфиробласты , милониты и т. Д.
См. Также [ править ]
- Сходящаяся граница
- Кренуляция
- Разлом (геология)
- Слоение (геология)
- Микроструктура горных пород
- Деформационное разделение
- Индикаторы чувствительности сдвига: правый и левый
Ссылки [ править ]
- ^ Глоссарий геологии Американского геологического института
Диаграммы и определения сдвига ( Wayback Machine ), Университет Западной Англии , Бристоль. Архивная копия неполная, 31.12.2012.
