Produkty ruchu uskokowego tworzą trzy duże grupy: brekcje, kataklazyty i mylonity. Brekcja to pokruszony mechanicznie materiał, aż do iłu uskokowego. Jest to luźny materiał. Może być spojony we wtórnym procesie cementacji. W strefie uskokowej jest to dosyć częste, może to być np. sylifikacja lub kalcytyzacja.

Kataklazyt także wynika z mechanicznego kruszenia i mielenia skały, ale zachodzi głębiej niż brekcja, która robi się przy powierzchni ziemi. Wyższe ciśnienia powoduje, że skała nie jest taka krucha. Ma wewnętrzną spójność. Jest tu rotacja mechaniczna pękających fragmentów.

Mamy też czasami skały które są efektem tarcia wzdłuż powierzchni uskokowej, lokalnego wzrostu temperatury i w konsekwencji powstaje stop w niewielkiej ilości intrudujący w otoczenie czy w brekcję. Jest szklisty i amorficzny. Jest on nazywany pseudotachylitem, w odróżnieniu od tachylitu (obsydianu) smolistego typowego dla skał wulkanicznych. Może być także czarny. Powstaje w strefie głębokościowej kataklazytów także. To tarcie powoduje wzrost temperatury.

Mylonit inaczej dziś rozumiemy niż w XIX w. w Szkocji., Z gr. mylon oznacza mielić. Przypisywano tę nazwę skałom bardzo drobnoziarnistym, w domniemanym stadium po kataklazycie. Także w Szkocji doszło do zdeformowania pojęcia mylonit. Jest to skała będąca produktem procesu mechanicznej rekrystalizacji. To jeden z mechanizmów decydujących o plastycznej deformacji – plastycznym zachowaniu się skał. Minerał pozbywa się defektów. Także mylonit to skała laminowana lub wstęgowana. Ma warstwowanie nieco grubsze niż laminacja. Warunkiem uzyskania takiego mechanicznego rozwarstwienia na monomineralne warstewki jest zróżnicowanie wyjściowej skały. Dynamiczna rekrystalizacja skalenia następuje później niż kwarcu, ale przy dalej postępującym procesie także kryształy skaleniowe ulegną rozciągnięciu na względnie cienkie warstewki. I oczywiście skała wyjściowa oprócz tego że musi być polimineralna, grubość ziarna musi być większa niż ta którą obserwujemy w mylonicie. Im większy kryształy tym mniejsza suma powierzchni. Mogą zatem zostać zrekrystalizowane, ale tylko w obrębie warstewek.

Druga cecha mylonitu to że powstaje specyficzna kategoria foliacji. Ona jest także generalnie równoległa do powierzchni xy elipsoidy odkształcenia. Mamy brekcję, kataklazyty mylonity. Z gabra powstają amfibolity a z granitów gnejsy.

Wytrzymałość jest większa przy braku roztworów. Możemy też przyjąć że między 200 a 300 °C, kwarc w zależności od obecności roztworów ulega dynamicznej rekrystalizacji. Skaleń krystalizuje w temperaturze rzędu 450 °C. To jest różnica aż dwustu stopni. Póki takiej temperatury nie osiągnie skała, w deformowanym granicie będą się tworzyły wstęgi mylonitowe ale przy odpornym na deformację skaleniu będą się zachowywały plastycznie. Zamieniają się teraz w porfiroklasty. To nie jest teraz klast okruchowy, ale składnik ścięciowy deformowanego układu skalnego z bardziej odpornymi składnikami skał - ziarnami. Porfiroklast jest bardzo przydatny, bo w trakcie deformacji przybierają cechy asymetryczne i pozwalają powiedzieć coś o zwrocie ścinania. Kierunek będą wyznaczały rysy. Poprzez mechanizm poślizgu w pograniczach ziarn może zaistnieć zjawisko superplastyczności. Tu nie działa rekrystalizacja tylko poślizgi po granicach ziarn w temperaturze wyższej od połowy temperatury topnienia dla danej skały. Naturalnie z granitów będą się tworzyły gnejsy, a potem łupki łyszczykowe, które już zostaną, bo łyszczyk akomoduje odkształcenie.

Część skał może być na początku mylonityzacji, a inne w zaawansowanym jej stadium. Protomylonity to zatem są wtedy, gdy więcej niż 50% składników skały pozostaje w stanie nienaruszonym. Powyżej 50% mówimy o mylonicie. W ultra mylonicie aż ponad 90% skały zostało poddanych dynamicznej rekrystalizacji i prawie nie widzimy fragmentów wyjściowej skały.

Wzdłuż jednej strefy możemy mieć do czynienia ze wszystkimi trzema produktami. Najpierw mamy brekcję w temperaturze do 100 °C. Do 250 °C mamy kataklazyty. Skała dalej jest mechanicznie kruszona ale zachowuje już tę spójność. Możemy tu oczekiwać powstawania pseudotachylitów w wyniku tarcia. Poniżej 200 stopni w głąb mamy do czynienia z mylonitami – do 400 °C. To jest jednocześnie ten obszar gdzie lokują się ogniska trzęsień ziemi. Poniżej tej strefy skały nie podlegają mylonityzacji, bo nie jest to już strefa uskokowa i rozszerza się strefa deformacji ścięciowej i wtedy mówimy już o zgnejsowaniu albo tworzeniu się złupkowania – w warunkach facji zieleńcowej. Głębiej jeszcze mamy do czynienia z gnejsami.(ryc.1)

Od 1970 mamy model Sibsona. Pokazuje przekrój przez strefę uskokową. Podzielił on a na temperatury t4, t3 itd. Potem skaleń zamienia się w kwarc i łyszyki. Amfibol jest uwodniony w stosunku do piroksenu. Na górze jest zachowanie się kruche, a na dole plastyczne płynięcie. Tam gdzie zaczyna się tworzyć foliacja, mamy obniżenie wytrzymałości – osłabienie odkształceniowe. Wymieniliśmy parę przyczyn dla których to osłabienie może zaistnieć. Wynika ono tu z naturalnych procesów. Dlatego że jeśli początkowo mieliśmy granity czy gabra, to one dzięki plastycznej deformacji już kwarcu nabierają cech kierunkowych, mają więźbę, jest anizotropia. Drugi powód może być związany z mechaniczną rekrystalizacją i zmianą fazy mineralnej. Produktem może być łupek serycytowo kwarcowy, który nie jest produktem przeobrażenia skały osadowej ale produktem procesu mylonityzacji. Mamy odkształceniowe osłabienie. Trzecim powodem jest redukcja wielkości ziarna. To są zatem trzy elementy (drugi – łupek powoduje poślizgi).

W warunkach bardziej plastycznych mamy także trzęsienia ziemi. Teraz mamy strefę ścinania plastycznego (podatnego) Strefa ścinania to strefa znacznego odkształcenia To jest zdjęcie gabra. W tej strefie doszło do deformacji. Plagioklaz jest wyraźnie rozciągnięty. Także piroksen. Ale przede wszystkim skaleń bo temperatura jest niższa. Ale zachowana jest ciągłość. Wyraźnie widać, że mamy tu do czynienia z przemieszczeniem materiału. Możemy określić, które punkty przylegały kiedyś do siebie i możemy określić wielkość przemieszczenia, która może być większa niż szerokość strefy. Interesuje nas wielkość przemieszczenia. Prosta jest sprawa jeżeli mamy strefę ścięciową dobrze wykształconą. Gorsza jest sprawa kiedy jest ona szersza i trudna do określenia.

Jest taka możliwość że w środku strefy mamy do czynienia z układem więżby jak na rycinie 3. Mamy działanie ścięciowe i możemy wyznaczyć parametr gamma w różnych miejscach. Kąt psi zmienia się w poprzek strefy i możemy to przedstawić odpowiednio na jakimś wykresie czy diagramie. Czasami trudno jest to zmierzyć. Jeżeli mamy sytuację jak na ryc. 4. Łatwiej mierzyć kąt dopełniający.. I możemy gamma wyliczyć ze znanego już wzoru γ = 2 ctg2α’.

Linie przerywane to izogony. Łączą one punkty o takiej samej wartości kąta upadu. Wielkość przemieszczenia możemy określić wzorem – całka z gamma po dW.

Można rysować wartości gamma dla różnych fragmentów strefy. Powierzchnia pod tą krzywą jest właśnie naszą całką (ryc. 6). Dobrze byłoby by jednak zweryfikować poprawność wyliczenia i mieć punkty wskaźnikowe. Bo przy parokrotnym odkształceniu nie działa już tak dobrze.

Możemy wyznaczyć też kinematykę, bo to jest istotne przy tych wszystkich rekonstrukcjach geologicznych. Mamy powierzchnię ścięciową. Zostają nam rysy ślizgowe pokazujące kierunek. Musimy też określić zwrot. Szukamy zatem przekrojów prostopadłych do foliacji i równoległych do lineacji. To jest przekrój xz elipsoidy odkształcenia. W takich przekrojach możemy obserwować zachowanie się porfiroklastów. One często lubią zachować pewną asymetrię. Zapis tej roracji daje się odcyfrować Mamy pewne wskaźniki kinematyczne. Wokół porfiroklastów rekrystalizują pressure shadow. (ryc. 6). Są wydłużone zgodnie z osią x. Zawsze mają charakterystyczny układ. To jest sigmaklast świadczący o prawoskrętnym ścinaniu. Tu nie ma rotacji i cienie nie przechodzą przez płaszczyznę ścinania.

Mamy też inne z zakręconą foliacją. Tu jest rotacja, bo ogonki przechodzą. I to jest nazywane deltaklastem, bo przypomina grecką literę delta. Nie możemy ich pomylić, bo deltaklasty dają ścinanie lewoskrętne.

Na diagramie na górze jest mała możliwość ruchu wzdłuż powierzchni foliacji i dominuje rotacja, a potem ta możliwość rośnie i rotacja ustaje, na końcu tworzą się sigmaklasty.

W pierwszym wierszu, jeżeli parametr gamma nie jest duży mamy deltaklasty, ale w innym przypadku pojawi się taki sposób rozczłonkowania tych porfiroklastów, który pokazuje rycina – domino.

Jeżeli ten gradient jest duży, ale duża zdolność do przemieszczania się po foliacji (prawy dolny róg). Foliację określamy ogólnie symbolem s – shistosity, a c to od francuskiego słowa ścięcie. Sc – oznacza starsza foliacja i nowa powierzchnia ścięciowa. Tworzą się w warunkach kontrakcyjnych.

Tu mamy geometrycznie podobny układ ale działa w drugą stronę. On działa w warunkach ekstensyjnych i gdy rotacja translacja jest umiarkowana. To jest sc’.

Mica – Fish. Agregat łyszczykowy w warunkach ścięcia przypomina rybę. Też pokazuje prawoskrętność.

Deformacja spowoduje pewną reorientację i uporządkowanie skały magmowej!. Okazuje się że dla kwarcu wychodzą pewne charakterystyczne obrazy. Da się z projekcji odczytać nawet wielkość temperatury i geometrię odkształcenia. Różne powierzchnie krystalograficzne uaktywniają się bowiem w trakcie uskokowania.

To była deformacja dla stref ścięciowych mylonitycznych.

Ogólnie uskoki mają też inne kryteria rozpoznawania. Kiedy stwierdzimy jakie przemieszczenie. Trzeba pamiętać żeby nie pomylić jej z niezgodnością czy kontaktem typu intruzyjnego. Także powtórzenia różnego rodzaju informują nas o czymś nietypowym, bowiem normalnie warstwa leży jedna na drugiej i nie powtarza się. Także układ odwrócony świadczy o uskoku. Także opuszczenia warstw. Przejawy sylifikacji świadczą również o uskoku. Gwałtowne zmiany facji metamorficznych i osadowych. Różne cechy fizjograficzne, np. skarpy uskokowe. Może być uskok nie spektakularnie widoczny ale np. poprzez linijne rozmieszczenie źródełek, wysięków, młak. Bo uskoki prowadzą wodę. Widać to też po roślinności ze zdjęć lotniczych. Używa się podczerwieni.