Введение

Реакция породы на деформацию

В геологии, сдвиг – это реакция породы на деформацию, обычно вызванная компрессионными напряжениями, и приводит к формированию определенных текстур. Сдвиг может быть однородным или неоднородным, а также чистым или простым сдвигом. Изучение геологического сдвига связано с изучением структурной геологии, микроструктуры и текстуры горных пород, а также механики разломов. Процесс сдвига происходит в хрупких, хрупко-пластичных и пластичных породах. В чисто хрупких породах компрессионные напряжения приводят к образованию трещин и простым разломам.

Камни

Роки, типичные для зон сдвига, включают милонит, катаклазит, S-тектонит и L-тектонит, псевдотахилит, определенные брекчии и сильно слоистые варианты вмещающих пород.

Зона сдвига

Сдвиговая зона – это таблитчатая или листообразная, плоская или криволинейная зона, сложенная породами, подвергшимися более интенсивным деформациям, чем породы, прилегающие к зоне. Как правило, это тип разлома, но выделить отчетливую плоскость разлома внутри сдвиговой зоны может быть затруднительно. Сдвиговые зоны могут формировать области значительно более выраженного слоистости, деформации и складчатости. Внутри сдвиговых зон могут наблюдаться эшелонные жилы или трещины. Многие сдвиговые зоны содержат рудные месторождения, поскольку служат путями для гидротермальных потоков в орогенных поясах. Они часто демонстрируют признаки ретроградного метаморфизма от пиковой метаморфической ассоциации и обычно подвержены метасоматозу. Ширина сдвиговой зоны может варьироваться от нескольких сантиметров до нескольких километров. Часто, благодаря своей структурной роли и расположению на границах тектонических блоков, сдвиговые зоны выделяются на картах как отдельные единицы и формируют важные разрывы, разделяющие терраны. Поэтому многие крупные и протяженные сдвиговые зоны имеют собственные названия, аналогичные системам разломов. Если горизонтальное смещение вдоль этого разлома измеряется десятками или сотнями километров, то разлом называют мегасдвигом. Мегасдвиги часто указывают на границы древних тектонических плит.

Механизмы стрижки

Механизмы сдвига зависят от давления и температуры породы, а также от скорости сдвига, которому подвергается порода. Реакция породы на эти условия определяет, каким образом она приспосабливается к деформации. Зоны сдвига, формирующиеся в более хрупких реологических условиях (при более низкой температуре и меньшем давлении) или при высоких скоростях деформации, как правило, разрушаются по хрупкому типу; происходит разрушение минералов, которые измельчаются в брекчию с мелкозернистой текстурой. Зоны сдвига, формирующиеся в условиях хрупкой пластичности, могут вмещать значительную деформацию, реализуя ряд механизмов, которые в меньшей степени связаны с разрушением породы и происходят внутри минералов и их кристаллических решеток. Зоны сдвига компенсируют компрессионные напряжения посредством движения по плоскостям слоистости. Сдвиг в пластичных условиях может происходить за счет разрушения минералов и роста границ подзёрен, а также за счет скольжения в кристаллической решетке. Это особенно характерно для пластинчатых минералов, в частности слюд. Милониты по сути являются зонами пластичного сдвига.

Микроструктуры зон сдвига

При начале сдвига в скальной массе первоначально формируется проникающая плоскостная слоистость. Это проявляется в переориентации текстурных элементов, росте и переориентации слюд, а также в образовании новых минералов. Зарождающаяся сдвиговая слоистость обычно формируется перпендикулярно направлению главного укорочения и является индикатором этого направления. При симметричном укорочении объекты сплющиваются вдоль этой сдвиговой слоистости аналогично тому, как круглый шарик патоки сплющивается под действием силы тяжести. В асимметричных зонах сдвига поведение объекта, подвергающегося укорочению, аналогично размазыванию шарика патоки при сплющивании, обычно в эллипс. В зонах сдвига с заметными смещениями может формироваться сдвиговая слоистость под небольшим углом к основной плоскости сдвига. Эта слоистость идеально проявляется в виде синусоидального набора слоистостей, образованных под малым углом к главной сдвиговой слоистости и изогнутых в неё. Такие породы известны как L-S тектониты. Если скальная масса начинает испытывать значительные боковые перемещения, эллипс деформации удлиняется, приобретая форму сигары. В этот момент сдвиговые слоистости начинают разрушаться, образуя линейную или растяженную линейность. Такие породы известны как L-тектониты.

Транспрессия

Транспрессионные режимы формируются при косом столкновении тектонических плит и при неортогональной субдукции. Как правило, образуется сочетание наклонно-сдвиговых разломов и разломов сдвига или трансформных разломов. Микроструктурными признаками транспрессионных режимов могут служить линейные структуры родинга, милониты, гнейсы с аугенообразной структурой, «рыбьи хвосты» из слюды и так далее. Типичным примером транспрессионного режима является зона Альпийского разлома в Новой Зеландии, где косая субдукция Тихоокеанской плиты под Индо-Австралийской плитой трансформируется в косое движение сдвига. Здесь орогенный пояс приобретает трапециевидную форму, характеризующуюся преобладанием косых разломов, круто падающих наслоенных чешуй и складок изгиба разлома. Альпийский сланец Новой Зеландии характеризуется сильно кренированным и сдвиговым филлитом. Он поднимается со скоростью 8–10 мм в год, и регион подвержен сильным землетрясениям с поднятием южного блока и западно-наклонным типом движения.

Транстенция

Транстенсионные режимы – это косонаправленные зоны растяжения. Кососдвиговые, нормальные геологические разломы и отслойковые разломы в рифтовых зонах являются типичными структурными проявлениями транстенсионных условий. Микроструктурные свидетельства транстенсии включают в себя вытянутые минеральные штрихи или линейные структуры растяжения, растянутые порфиробласты, милониты и т.д.