Деформационное разделение - Strain partitioning

Деформационное разделение обычно называют деформация процесс, в котором общая напряжение испытанный на скале, площади или регионе неоднородно распределен с точки зрения интенсивности деформации и типа деформации (т. е. чистый сдвиг, простой сдвиг, расширение ).[1][2][3] Этот процесс наблюдается в различных масштабах от зерна - кристалл масштабировать до пластина - литосферный масштаб и имеет место как в режиме хрупкой, так и в пластической деформации.[1][2] Способ и интенсивность распространения деформации контролируются рядом факторов, перечисленных ниже.[2]

Влияющие факторы

Все четыре перечисленных ниже фактора по отдельности или в комбинации могут способствовать распределению напряжения. Следовательно, каждый из этих факторов необходимо учитывать при анализе того, как и почему распределяется штамм:[2]

  1. Анизотропия такие как уже существующие структуры, композиционные слои или плоскости спайности. Изотропные линии «разделяют взаимно ортогональные основные траектории с каждой стороны. В поле плоской деформации деформация равна нулю в изотропных точках и линиях, и их можно назвать нейтральными точками и нейтральными линиями».[4]
  2. Реология
  3. Граничные условия - геометрические и механические свойства
  4. Ориентация напряжения - критические углы приложения напряжения[1][2][3]

Подразделения

Разделение деформаций в литературе разнообразно и было разделено на три подразделения в соответствии с Американским геологическим институтом.[5]

  1. Наложение отдельных компонентов деформации, которые создают конечную деформацию[5]
  2. Накопление деформации под влиянием составляющих горных пород[5]
  3. Индивидуальные механизмы деформации, которые способствуют возникновению конечной деформации[5]

Наложение отдельных компонентов штамма

Наложение отдельных компонентов деформации может быть выражено в тектоническом масштабе, включающем наклонные сходящиеся границы и тектонические режимы транспрессии / транстенсии.[1]

Наклонные сходящиеся поля

Блок-схема, иллюстрирующая деформационное разделение под углом сходящаяся маржа. Наклон схождения пластин (синие стрелки) вызывает компоненты напряжения, нормальные к краю (желтая стрелка) и параллельные краю (зеленая стрелка). Повышенные значения параллельной составляющей дуги вызывают горизонтальное перемещение (красные стрелки) между клином и ограничителем обратного хода. Адаптировано и модифицировано из Platt, 1993.[6]

Сходящиеся границы, где угол субдукции является наклонным, часто приводят к разделению деформации на составляющую, параллельную дуге (компенсируемую сдвигами или зонами сдвига), и нормальную составляющую дуги (размещаемую через разломы тяги ).[6][7] Это происходит как реакция на напряжение сдвига, действующее в основании перекрывающей пластины, которое не перпендикулярно краю пластины.[6][7][8]

Фундаментальные факторы, контролирующие разделение штаммов в пределах косых орогенов

  • Ориентация напряжения:Субдукция угол - Увеличенный угол субдукции увеличивает параллельную составляющую дуги[6][7]
  • Реология и анизотропия: Механические свойства клина: (Кулон против пластика) влияет на геометрию клина[6][7]
  • Граничные условия: Трение и геометрия между упором обратного хода и клином[6][7]

Пример: гималайский ороген.

В Гималаи представляет собой штамм, разделенный орогеном, возникший в результате косого сближения Индии и Азии.[9] Конвергенция между двумя массивами суши сохраняется сегодня со скоростью 2 см / год.[9] Наклон схождения плит увеличивается по направлению к западной части орогена, таким образом вызывая большую величину разделения напряжений в западных Гималаях, чем в центральных.[9]

В таблице ниже показаны относительные скорости сближения Индии с Азией. Латеральная изменчивость скорости между центральными и краевыми областями орогена предполагает, что деформация разделена из-за наклонной конвергенции.[8][9]

Место расположенияНормальная дугаПараллельная дуга
Западный~ 10 мм / год к северу~ 20 мм / год на запад
Центральная~ 30 мм / год к северу~ 0 мм / год
Восточная~ 15 мм / год к северу~ 20 мм / год на восток

Ссылка на таблицу:[8]

Транспрессия и транспрессия

В пределах выразительный и транстензивный тектонические области.[10][11] Оба режима включают компонент чистого сдвига (транспрессионный - сжатый, транспрессионный - экстенсивный) и компонент простого сдвига.[3][10][11] Штамм может быть разделен развитием сдвиг или же зона сдвига по активно деформирующейся области.[10][11]

Пример: Прибрежные горы Британской Колумбии.

В Прибрежные горы Британской Колумбии интерпретируются как транспрессивный ороген, образовавшийся во время Меловой.[12] Косая субдукция вызвала развитие нескольких зон сдвига, простирающихся параллельно орогену.[12] Наличие этих зон сдвига указывает на то, что напряжение разделено в пределах орогена побережья, что привело к горизонтальному перемещению террейнов на несколько сотен километров параллельно орогену.[12]

Блок-схема, показывающая разницу между однородной и разделенной деформациями в пределах транспрессивного и транспрессивного тектонических режимов. Разделение деформации происходит за счет развития зоны сдвига или сдвига (показаны красными стрелками) через активно деформирующуюся область (коричневые). Адаптация и модификация из (Teyssier et al., 1995;[10] Фоссен, 2012;[3] Джонс и Таннер, 1995;[1] Сандерсон и Маркини, 1984 г.[13])

Факторизация штамма

Факторизация деформации - это математический подход для количественной оценки и характеристики вариации компонентов деформации с точки зрения интенсивности и распределения, которые вызывают конечную деформацию во всей деформируемой области.[13][14][15][16] Это достигается за счет умножения матриц.[14][15] Обратитесь к рисунку ниже, чтобы концептуально представить, что получается с помощью факторизации деформации.

Концептуальная иллюстрация факторизации деформации. Это подчеркивает, как порядок наложения чистых и простых компонентов сдвига приводит к разной геометрии, поскольку умножение матриц некоммутативно. Адаптация и модификации из Ramsay and Huber, 1983;[14] Рамзи и Хубер, 1987[15]

Влияние реологии горного материала

В масштабе зерен и кристаллов разделение деформации может происходить между минералами (или обломками и матрицей), что определяется их реологический контрасты.[2][5][17][18] Составляющие минералы с разными реологическими свойствами в породе будут накапливать напряжение по-разному, создавая таким образом механически предпочтительные структуры и ткани.[17][18]

Пример

Породы, которые содержат несостоятельные (механически слабые) минералы, такие как слюды, и более подходящие (механически более сильные) минералы, такие как кварц или полевой шпат, могут образовывать полосу сдвига.[17][18] В некомпетентные минералы будут преимущественно формировать C-поверхности, а компетентные минералы будут формироваться вдоль S-поверхностей.[17][18]

Индивидуальные механизмы деформации

Упрощенная иллюстрация различных механизмов деформации, которые вызывают конечную деформацию. Цитирование различных типов механизмов деформации получено из (Passchier and Trouw, 2005)[19]

Разделение штаммов также известно как процедура разложения общей штамма на отдельные механизмы деформации что позволяло компенсировать напряжение.[14] Этот подход основан на геометрическом анализе горных пород в масштабе зерна-кристалла.[14] Деформационное разделение механизмов деформации включает в себя те механизмы, которые возникают одновременно и / или впоследствии по мере развития тектонических условий, поскольку механизмы деформации являются функцией скорости деформации и условий давления-температуры.[14][16] Выполнение такой процедуры важно для структурного и тектонического анализа, поскольку она обеспечивает параметры и ограничения для построения моделей деформации.[16][20]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ а б c d е Джонс, Ричард; Таннер, П. Джефф (1995). «Деформационное разделение в зонах транспрессии». Журнал структурной геологии. 17 (6): 793–802. Bibcode:1995JSG .... 17..793J. Дои:10.1016/0191-8141(94)00102-6.
  2. ^ а б c d е ж Каррерас, Хорди; Косгроув, Джон; Другует, Елена (2013). «Разделение деформаций в полосчатых и / или анизотропных породах: последствия для определения тектонических режимов». Журнал структурной геологии. 50: 7–21. Bibcode:2013JSG .... 50 .... 7C. Дои:10.1016 / j.jsg.2012.12.003.
  3. ^ а б c d Фоссен, Хокон (2012). Структурная геология. Нью-Йорк, США: Издательство Кембриджского университета. ISBN  978-0-521-51664-8.
  4. ^ Жан-Пьер Брюн (1983) «Изотропные точки и линии в полях деформации», Журнал структурной геологии 5(3):321–7
  5. ^ а б c d е Нойендорф, Каус; Мел, Джеймс; Джексон, Джулия (2005). Глоссарий геологии (5-е изд.). Александрия, Вирджиния, США: Американский геологический институт. ISBN  978-0-922152-76-6.
  6. ^ а б c d е ж Платт, Дж. П. (1993). «Механика наклонной конвергенции». Журнал геофизических исследований. 98 (B9): 16, 239–16, 256. Bibcode:1993JGR .... 9816239P. Дои:10.1029 / 93JB00888.
  7. ^ а б c d е Маккаффри, Роберт (1992). «Наклонная конвергенция пластин, векторы скольжения и деформация передней дуги». Журнал геофизических исследований. 97 (B6): 8905–8915. Bibcode:1992JGR .... 97.8905M. Дои:10.1029 / 92JB00483.
  8. ^ а б c Сайрон, Ричард; Тейлор, Майкл; Мерфи, Майкл (2011). «Косая конвергенция, параллельное дуге расширение и роль сдвиговых разломов в Высоких Гималаях». Геосфера. 7 (2): 582–596. Bibcode:2011Геос ... 7..582S. Дои:10.1130 / GES00606.1.
  9. ^ а б c d Murphy, M.A .; Taylor, M.H .; Gosse, J .; Silver, R.P .; Whipp, D.M .; Бомонт, К. (2014). «Предел деформации раздела в Гималаях, отмеченный сильными землетрясениями в западном Непале». Природа Геонауки. 7 (1): 38–42. Bibcode:2014НатГе ... 7 ... 38 млн. Дои:10.1038 / NGEO2017.
  10. ^ а б c d Тейсье, Кристиан; Тикофф, Василий; Маркли, Мишель (1995). «Косое движение плит и континентальная тектоника». Геология. 23 (5): 447. Bibcode:1995Гео .... 23..447Т. Дои:10.1130 / 0091-7613 (1995) 023 <0447: OPMACT> 2.3.CO; 2.
  11. ^ а б c Фоссен, Хокон; Тикофф, Василий; Тейсье, Кристиан (1994). «Деформационное моделирование транспрессионной и трансстенсионной деформации» (PDF). Норск Геологиск Тидсскрифт. 74: 134–145.
  12. ^ а б c Шардон, Доминик; Андроникос, Кристофер; Холлистер, Линкольн (1999). «Крупномасштабные структуры транспрессивных зон сдвига и смещения внутри магматических дуг: прибрежно-плутонический комплекс, Британская Колумбия». Тектоника. 18 (2): 278–292. Bibcode:1999Tecto..18..278C. Дои:10.1029 / 1998TC900035.
  13. ^ а б Сандерсон, Дэвид; Марчини, W.R.D. (1984). «Транспрессия». Журнал структурной геологии. 6 (5): 449–458. Bibcode:1984JSG ..... 6..449S. Дои:10.1016/0191-8141(84)90058-0.
  14. ^ а б c d е ж Рамзи, Джон; Хубер, Мартин (1983). Методы современной структурной геологии Том 1: Анализ деформаций. Лондон: Academic Press. ISBN  978-0-12-576901-3.
  15. ^ а б c Рамзи, Джон; Хубер, Мартин (1987). Методы современной структурной геологии Том 2: Складки и трещины. Лондон: Academic Press. ISBN  978-0-12-576902-0.
  16. ^ а б c Эванс, Марк; Данн, Уильям (1991). «Факторизация деформации и разделение в надвиговом листе Северной горы, центральные Аппалачи, США». Журнал структурной геологии. 13 (1): 21–35. Bibcode:1991JSG .... 13 ... 21E. Дои:10.1016/0191-8141(91)90098-4.
  17. ^ а б c d Гудвин, Лорел; Тикофф, Василий (2002). «Компетентный контраст, кинематика и развитие слоистости и линейности в коре». Журнал структурной геологии. 24 (6–7): 1065–1085. Bibcode:2002JSG .... 24.1065G. Дои:10.1016 / S0191-8141 (01) 00092-X.
  18. ^ а б c d Митибаяси, Кацуёси; Мураками, Масами (2007). «Развитие расщепления полосы сдвига в результате разделения деформации». Журнал структурной геологии. 29 (6): 1070–1082. Bibcode:2007JSG .... 29.1070M. Дои:10.1016 / j.jsg.2007.02.003. HDL:10297/508.
  19. ^ Пассьер, Сис; Trouw, Рудольф (2005). Микротектоника (5-е изд.). Нью-Йорк: Спрингер. ISBN  978-3-540-64003-5.
  20. ^ Митра, Шанкар (1976). «Количественное исследование механизмов деформации и конечной деформации в кварцитах». Вклад в минералогию и петрологию. 59 (2): 203–226. Bibcode:1976CoMP ... 59..203M. Дои:10.1007 / BF00371309.