Милонит - Mylonite

An амфиболитовый милонит, показывающий количество (повернутых) порфирокласты: чистый красный гранат слева на картинке, а меньший белый полевой шпат порфирокласты встречаются повсюду. Расположение: тектонический контакт между (автохтонный ) Западный Гнейс и скалы (аллохтонный ) Blåhø nappe на Отрой, Каледониды, Центральный Норвегия.
Милонит (через петрографический микроскоп ) с повернутыми так называемыми δ-кластами. Обломки показывают, что в данном разрезе сдвиг был правым. Строна -Кенеричная зона, Южные Альпы, Италия.
Милонит, Совиные горы, Польша

Милонит мелкозернистый, компактный метаморфическая порода произведено динамическая рекристаллизация составляющих минералы что приводит к уменьшению размера зерен породы. Милониты могут иметь много разных минералогический композиции; это классификация, основанная на текстурном внешнем виде породы.

Формирование

Милониты пластично деформированные породы, образованные скоплением крупных деформация сдвига, в пластичных вина зоны. Существует много различных взглядов на образование милонитов, но все согласны с тем, что кристаллопластическая деформация должна была произойти, и что разрушение и катакластический поток являются вторичными процессами в образовании милонитов. Механического истирания зерен в результате измельчения не происходит, хотя изначально считалось, что это процесс, в результате которого образуются милониты, названные от Греческий μύλος милос, что означает мельница.[1] Милониты образуются на глубинах не менее 4 км.[2]

Есть много разных механизмы приспособленные к кристаллопластической деформации. В породах земной коры наиболее важными процессами являются ползучесть дислокаций и диффузионная ползучесть. Генерация дислокаций увеличивает внутреннюю энергию кристаллов. Этот эффект компенсируется рекристаллизацией с миграцией границ зерен, которая снижает внутреннюю энергию за счет увеличения площади границ зерен и уменьшения объема зерен, сохраняя энергию на поверхности зерен минерала. Этот процесс имеет тенденцию организовывать дислокации в границы субзерен. По мере того, как к границам субзерен добавляется больше дислокаций, разориентация на этой границе субзерен будет увеличиваться, пока граница не станет высокоугловая граница и субзерно фактически становится новым зерном. Этот процесс, иногда называемый рекристаллизация с вращением субзерен,[3]действует для уменьшения среднего размера зерна. Объемная и зернограничная диффузия, критические механизмы диффузионной ползучести, становятся важными при высоких температурах и малых размерах зерен. Таким образом, некоторые исследователи утверждали, что, поскольку милониты образуются в результате дислокационной ползучести и динамической рекристаллизации, переход к диффузионной ползучести может происходить, когда размер зерна значительно уменьшается.

Периодотитовый милонит в петрографическом микроскопе

Милониты обычно развиваются в зонах пластичного сдвига, где высокие скорости напряжение сосредоточены. Они являются аналогами глубокой коры катакластический хрупкий недостатки которые создают вину брекчия.[4]

Классификация

  • Бластомилониты крупнозернистые, часто сладкие на вид без отчетливых тектонический полосатость.
  • Ультрамилониты обычно претерпевают чрезмерное измельчение. В структурной геологии ультрамилонит представляет собой разновидность милонита, определяемую модальным процентным содержанием матричных зерен более 90%.[4] Ультрамилонит часто бывает твердым, темным, черти к кремнистый по внешнему виду и иногда напоминают псевдотахилит и обсидиан. Напротив, ультрамилонитоподобные породы иногда являются «деформированным псевдотахилитом».[5][6][7][8]
  • Мезомилониты подверглись значительному уменьшению размера зерен и определяются их модальным процентным содержанием матричных зерен от 50 до 90%.[9][10]
  • Протомилониты представляют собой милониты, которые подверглись ограниченному измельчению и определяются тем, что их модальное процентное содержание матричных зерен составляет менее 50%. Поскольку милонитизация в этих породах не завершена, реликтовые зерна и текстуры очевидны, а некоторые протомилониты могут напоминать слоистые. катаклазит или даже некоторые сланцы.
  • Филлониты находятся филлосиликат (например. хлорит или же слюда ) -богатые милониты. У них обычно хорошо развит вторичный сдвиг (C ') ткань.

Интерпретация

Определение перемещений, которые происходят в зонах милонита, зависит от правильного определения ориентации конечных напряжение ось и вывод, как эти ориентации изменяются относительно оси приращения деформации. Это называется определением сдвига. Принято считать, что деформация плоская деформация простой сдвиг деформация. Этот тип поля деформаций предполагает, что деформация возникает в табличной зоне, где смещение параллельно границе зоны сдвига. Кроме того, во время деформации ось возрастающей деформации остается под углом 45 градусов к границе зоны сдвига. Оси конечной деформации первоначально параллельны оси приращения, но поворачиваются в сторону при прогрессирующей деформации.

Кинематические индикаторы - это структуры в милонитах, которые позволяют определить ощущение сдвига. Большинство кинематических индикаторов основаны на деформации при простом сдвиге и предполагают направление вращения осей конечной деформации по отношению к осям дополнительной деформации. Из-за ограничений, накладываемых простым сдвигом, предполагается, что смещение происходит в слоение плоскости в направлении, параллельном линии растяжения минерала. Таким образом, для определения направления сдвига рассматривается плоскость, параллельная линеаризации и перпендикулярная слоению.

Наиболее распространенными индикаторами чувствительности к сдвигу являются ткани C / S, асимметричные порфирокласты, массивы жил и дайк, покрытые оболочкой порфирокласты и минеральные волокна. Все эти индикаторы обладают моноклинной симметрией, которая напрямую связана с ориентацией осей конечных деформаций. Хотя такие конструкции, как асимметричные складки и будинажи также связаны с ориентацией осей конечной деформации, эти структуры могут образовываться из различных траекторий деформации и не являются надежными кинематическими индикаторами.

Рекомендации

  1. ^ Лэпворт, К. (1885). «Высокогорный спор в британской геологии; его причины, ход и последствия». Природа. 32: 558–559.
  2. ^ Mylone, alexstreckeisen.it
  3. ^ Urai J.L .; Средство W.D .; Листер Г.С. «Динамическая перекристаллизация минералов». Получено 9 июля 2016.
  4. ^ а б Сибсон Р.Х. (1977). «Разломные породы и механизмы разломов» (PDF). Журнал Лондонского геологического общества. 133 (3): 191–213. Bibcode:1977JGSoc.133..191S. Дои:10.1144 / gsjgs.133.3.0191.
  5. ^ Passchier C.W. (1982). «Псевдотахилиты и развитие ультрамилонитовых полос в массиве Сен-Бартелеми, Французские Пиренеи». Журнал структурной геологии. 4 (1): 69–79. Дои:10.1016/0191-8141(82)90008-6.
  6. ^ Уайт Дж. К. (1996). «Пересмотр переходных неоднородностей: псевдотахилит, пластическая нестабильность и влияние низкого порового давления флюида на деформационные процессы в средней коре». Журнал структурной геологии. 18 (12): 1471–1486. Bibcode:1996JSG .... 18.1471W. Дои:10.1016 / S0191-8141 (96) 00059-4.
  7. ^ Takagi H .; Goto K .; Шигемацу Н. (2000). «Полосы ультрамилонита, полученные из катаклазита и псевдотахилита в гранитах, северо-восток Японии». Журнал структурной геологии. 22 (9): 1325–1339. Bibcode:2000JSG .... 22.1325T. Дои:10.1016 / S0191-8141 (00) 00034-1.
  8. ^ Ueda T .; Obata M .; Di Toro G .; Kanagawa K .; Одзава К. (2008). «Мантийные землетрясения, застывшие в милонитизированных ультраосновных псевдотахилитах шпинел-лерцолитовой фации» (PDF). Геология. 36 (8): 607–610. Bibcode:2008Гео .... 36..607U. Дои:10.1130 / G24739A.1.
  9. ^ Passchier C.W .; Trouw R.A.J. (2013). Микротектоника. Springer. п. 106. ISBN  978-3-662-08734-3.
  10. ^ Trouw R.A.J .; Passchier C.W .; Виерсма Д.Дж. (2009). Атлас милонитов и родственных микроструктур. Springer. Дои:10.1007/978-3-642-03608-8. ISBN  978-3-642-03607-1.

внешняя ссылка