Рис. 2. Вариации движений по трансформному разлому типа хребет -- хребет (рифт -- рифт) по В. Г. Казьмину (1978).VI,VII-- скорости расширения в разных блоках. Полустрелкипоказывают характер относительного перемещения в крыльях разломов, стрелки сплошныеиштриховые -- векторы скоростей. А, Б, В, Г -- литосферные блоки
Рассмотрим основные геолого-геофизические критерии трансформных разломов, важные для понимания и оценки динамики их формирования.
Общая характеристика. В структуре поверхности зона трансформного разлома выражается впадиной, обрамленной выступами фундамента. Внутреннее строение впадины может быть простым или более сложным, что зависит от деталей развития подвижек вдоль разлома (рис. 3). Нередко это эшелонированное расположение мелких депрессий н поднятий, отражающих сдвиговую природу генеральной структуры. Основной желоб, совпадающий с осевой частью трансформного разлома, чаще всего прослеживается очень хорошо. Его ширина не превышает 10 км, а поперечные размеры всей зоны динамического влияния разлома достигают 30--40 км. С увеличением мощности коры ширина зоны динамического влияния разлома увеличивается. Это хорошо видно при сравнении трансформных разломов океанической и континентальной коры.
Обобщение материалов по геоморфологическому строению трансформных разломов океанической коры [ЛеПишон К. и др., 1977] позволяет выделить среди них две разновидности: с глубинными желобами и без них. Трансформные разломы акватории Тихого океана, как правило, имеют хорошо выраженные глубокие желоба;разломы же Атлантического и Индийского океанов не сопровождаются подобнымигеоморфологическими образованиями. Различие объясняется существенной разницей в скорости спрединга по обе стороны от трансформного разлома, что влечет за собой увеличение его активной зоны за пределы срединного хребта и соответственно развитие желоба. В Атлантическом и Индийском океанах различия в скорости расширенияневелики, что не способствует удленению активной частитрансформных разломов.
Развитие идей новой глобальной тектоники и исследование трансформных разломов дало основание К. ЛеПишону с соавторами (1977) рассматривать их как одну из трех разновидностей границ литосферных плит консервативную границу, вдоль которой происходит скольжение края одной океанической литосферной плиты относительно другой без наращивания или сокращения коры.
Более поздние исследования [Казьмин В. Г., 1978; Шерман С. И., Леви К. Г., 1978; и др.] показали, что трансформные разломы развиваютсяв континентальных рифтовых зонах. Однако проявление трансформных разломов на континентальной коре более сложное, не всегда четко выраженное. Это объясняется тем, что кроме «идеальных» трансформных разломов, которые разграничивают простое скольжение края одной литосферной плиты относительно другой, имеются разновидности, когда помимо главной составляющей скольжения присутствует еще поддвиговая или раздвиговая. В силу этого увеличивается число разновидностей кинематических форм трансформных разломов. На него обратили внимание С. А. Ушаков и другие (1977) при геодинамическом анализе поля ?gфнад главными типами трансформных разломов. При «раздвиговых» и «идеальных» трансформных разломах поле ?gф, является изостатически уравновешенным, когда же имеет место поддвиговая составляющая движения краев, фиксируется изостатическаянеуравновешенность. Это необходимо учитывать при количественной геологической интерпретации поля?gф. Естественно, собственно сдвиги в коре таких эффектов не дают.
Рис. 3. Блок-диаграммапринципиального строения зонытрансформного разлома (внизу) игеологического разлома (сверху) [по DeLong S. Е. e. а., 1979]. Привязкаразрезов к блок-диаграмме показана цифрами.1- подушечные лавы; 2 -серпентиниты;3 - склоновая брекчия; 4,5- деформации связанные со смещением по простиранию (сдвиговыесмещения) (4), и со смещением по падению(сбросовым смещением) (5); 6 - карбонатные осадки; 7 -кремнистотерригенные осадки;8 -турбидиты континентальных окраин
Необходимо отметить еще один очень важный фактор характеристики трансформных разломов -- сейсмичность. Почти все землетрясения на срединно-океанических хребтах приурочены к гребням хребтов и к секущим их участкам трансформных разломов (Айзекс Б. и др., 1974). Механизм очагов землетрясений в активных частях зон трансформных разломов имеет сдвиговую природу, растягивающие и сжимающие напряжения ориентируются в субгоризонтальных плоскостях. Сдвиговое поле напряжений -- одна из самых характерных особенностей активных частей трансформных разломов. Аналогичная картина напряженного состояния типична и для континентальной коры. В Байкальской рифтовой зоне фиксируется приуроченность наиболее сильных землетрясений к развивающимся на ее флангах трансформным разломам [Шерман С. И., Леви К. Г., 1978]. Механизм очагов здесь имеет раздвиго-сдвиговую природу [Мишарина Л. А., Солоненко Н. В., 1977], что хорошо согласуется с «неидеальными» трансформными разломами океанической коры, краткая характеристика которых дана С. А. Ушаковым и др. (1977).
Исследования сейсмической активности в зоне трансформного разлома Чарли-Гиббса показали ее прерывистый характер со средней периодичностью 13 лет [Kanamory Н., Stewart G. S., 1976]. При этом общее смещение по разлому составило 170 см, которое накопилось за 5 землетрясений с 1923 по 1974 г. и соответствует скорости скольжения 2,6 см/год. Смещение по разлому Чарли-Гиббса происходит толчками. Характерно и очень важно, что средняя скорость сейсмического скольжения согласуется со скоростью расширения морского дна в северной части рифтовой зоны Атлантического океана. Таким образом, подвижки по трансформным разломам согласуются с движениями на других сопредельных границах плит. В целом же сейсмическая активность хребтов ниже в сравнении с зонами трансформных разломов.
Очень важное свойство трансформных разломов (тесно связанное с механизмом их образования, о чем ниже будет сказано) -- их поперечное ортогональноерасположение к структурам сжатия или растяжения -- привело к тому, что часто серию поперечных сдвигов в континентальной коре называют трансформными разломами, т. е. понятия трансформный и поперечный используются как синонимы. Как сдвиги, так и трансформные разломы (последние чаще всего) могут быть поперечными к любой другой структуре, которая по тем или иным критериям принята за основную, главную. Но эти определения никак нельзя считать синонимами.
Неупругое поведение литосферы близ расходящихся краев океанических плит допускает отклонение от ортогональности между трансформными разломами ирифтовыми зонами [Ушаков С. А., Галушкин Ю. И., 1978]. В континентальных рифтовых зонах трансформные разломы также нередко отклоняются от ортогональности из-за влияния структуры «дотрансформного», более древнего субстрата [Казьмин В. Г., 1978; Шерман С. И., Леви К. Г., 1978]. Косое и наклонное развитие допускается как в теоретических, и в экспериментальныхпостроениях, посвященных механизму развития трансформных разломов. Существующая путаница в геологической классификации сдвигов, трансформных и поперечных разломов отражает совершенно различные критерии подхода к подобным структурам.
Несколько слов о параметрах трансформных разломов. Наиболее характерный и важный из них -- амплитудасмещения. Если у сдвигов она к концам затухает, то у трансформных разломов одинакова на всем простирании. Частичное исключение составляют окончания разломов типа дуга -- дуга, или рифт -- дуга, когда движения трансформируются в зоны сжатия. Здесь принимает участие пластическая составляющая общей деформации, вносящая некоторые искажения в относительные амплитуды движения. В отличие от сдвигов между амплитудой смещения и длиной у трансформных разломов никакой взаимосвязи нет. В пределе амплитуда смещения может быть соизмерима с длиной трансформного разлома. К. ЛеПишон с соавторами (1977) отмечают, что протяженность зон трансформных разломов обнаруживает некоторую корреляцию с амплитудой смещения. Корреляция длины и амплитуды смещения может наблюдаться только в инициальные стадии развития разлома, когда ещене началась трансформация движений.
Вопрос о глубине проникновениятрансформных разломов не возникает. Они являются сквозными структурами, секущими всю литосферу. По вертикальному разрезу трансформного разлома изменяется физическое состояние вещества литосферы. В пределах большей части сечения коры происходит хрупкое иликвазихрупкое разрушение, в нижней части коры и верхней мантии смещения по трансформному разлому, скорее всего, представляет собой пластическое течение вещества. Естественно, сдвиговая природа всей зоны трансформного разлома от этого не меняется.
Ширина динамического влияния зон трансформных разломов в отличие от сдвигов незначительна и ограничена первыми десяткамикилометров.
Вопрос о густоте трансформныхразломов не рассмотрен в литературе. Имеющийся геологический материал показывает, что они располагаются достаточно редко. Теоретическим пределом их сгущения может быть расстояние, численно равное мощности смежных литосферных плит.
Таким образом, трансформныеразломы существенно отличаются от геологических сдвигов по целому ряду признаков. Объяснение критериев различия кроется в принципиально разном способе приложения динамических нагрузок при механизме формирования этих структур.
ТЕКТОНОФИЗИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ МЕХАНИЗМА ОБРАЗОВАНИЯ СДВИГОВ И ТРАНСФОРМНЫХ РАЗЛОМОВ
Тектонические силы, воспринимаемыеземной корой или литосферой в целом, представляют собой объемные силы, действующие на каждый элемент объема. Они являются распределенными, т. е. приложены непрерывно на некоторой площади сечения литосферы. Как правило, тектонические силы статические по характеру действия и постоянные во времени. Вызываемые этими силами основные типы деформаций делятся на простые (растяжение, сжатие, перерезывание или срез, кручение и изгиб) или сложные (сочетание двух или более простых деформаций).
При формировании сдвигов па первый план выступают касательные напряжения, хотя деформация сдвига как таковая непременно сопровождается деформациями растяжения и сжатия.
Несколько опережая изложение материала, необходимо заметить, что сдвиги (в геологическом понимании этого термина) возникают в условиях простых деформаций растяжения и сжатия, трансформные разломы представляют собой деформацию перерезывания или среза. Более глубокиепричины возникновения в литосфере тех или иных видов деформации заключаются в специфике приложения тектонических сил. Как правило, энергетический источник тектонических сил может лежать в коре, в целом в литосфере или под ней. Если источник сил лежит в коре или литосфере, он в окружающем его пространстве может вызвать сжатие или растяжение. Если источник сил лежит под литосферой, то в зависимости от способа приложения сил к «жесткой» литосфере она может деформироваться на растяжение, сжатие, срез и изгиб (рис. 4).
Рассмотрим основные типы деформаций и виды разрушений (разломов), а также физические условия формирования сдвигов при различном положении источника тектонических сил.
Если источник тектонических сил лежит в литосфере или коре, это означает, что к смежной территории по всему вертикальному сечению коры или литосферы приложена равномерная статическая нагрузка. Она может «сжимать» или «растягивать» весь вовлеченный в процесс объем коры или литосферы. Физические условия формирования сдвигов, а также другие виды разрушения в этом случае наиболее удобно рассматривать на примере разложения векторов сил, действующих па элементарный куб (рис. 5,а). На рис. 5 показано теоретическое направление сдвигов в условиях сложного напряженного состояния, когда ?1 ? ?2? ?3.Сдвиги вызываются действием касательных напряжений ?.
В общем виде касательные напряжения ?? на площадке, наклоненной под углом ?к действию нормальных напряжений ?, равны
. (1)
Максимальная величина касательных напряжений возникает на площадке, наклоненной под углом ?= 45°, и равна
. (2)
На взаимно перпендикулярных площадках касательные напряжения равны и направлены всегда к ребру или от ребра пересечения этих площадок. Если два главных нормальных напряжения равны по модулю и противоположны по знаку, а промежуточное главное напряжение ?2= 0 ,(что не характерно для литосферы), возникает напряженноесостояние чистого сдвига.
, (3)
но ?1= ??3 для чистого сдвига и
, (3а)
при ?= 45°
. (4)
Так как
(5)
В этом случае максимальное касательное напряжение?maxоценивается как ри ?= 45° ?? = 0, на площадках действия максимальных касательных напряжений нормальные напряжения отсутствуют.
Таким образом, чистый сдвиг -- единственный случай плоского напряженного состояния, при котором через точку можно провести две взаимно перпендикулярные площадкис неравными нулю касательными напряжениями, но свободными от нормальных напряжений. Последнее означает, что сопряженных с чистым сдвигом структур, обязанных нормальным напряжениям, вокруг него возникнуть не может.
Рис. 4. Способы приложения тектонических сил к литосфере и основные типы возникающих деформаций
Рис. 5. Векторы касательных напряжений, возникающих в элементарном кубе в условиях сложного напряженного состояния (). Образованиесдвигов в условиях растяженияобразца из упруговязкого материала. Сплошныелиниипервоначально были прямыми (б)
Физической мерой деформации сдвига служит угол сдвига ?. В известных пределах, зависящих от свойств материала, между углом сдвига ? и касательными напряжениями существует зависимость (закон Гука)
, (6)
где G -- модуль сдвига или жесткость.
Поскольку источник тектонических сил располагается в литосфере, касательные напряжения в ней могут возникнуть только в результате разложения главных нормальных напряжений. Отсюда при формировании сдвигов касательные напряжения всегда меньше нормальных и лишь в исключительном случае ? = ?.
Прочность горных пород на растяжение в 8 10 раз ниже, чем на сжатие. Максимальные напряжения в литосфере при растягивающем поле напряжений будут в целом в 510 раз ниже по сравнению с максимально возможным сжимающим полем. Отсюда ниже в целом и касательные напряжения, возникающие в зонах растяжения земной коры как результат разложения главных нормальных напряжений. По этой причине возникновение сдвигов в литосфере затруднено, причем особенно в зонах растяжения литосферы.