Принятая схема, в которой развитие сдвига в литосфере моделируется разрушением элементарного куба, дает объяснение ряду геологических закономерностей сдвигов и рождает некоторые проблемы, не всегда аргументированно решаемые собственно геологическими методами. При использовании закономерностей разрушения твердого тела под действием главных напряжений в условиях деструкции земной коры необходимо учесть следующее.
1. Пересечение двух систем сколовых трещин и, следовательно, их равнозначное развитие -- картина идеальная. Она может фиксироваться в лучшем случае только в обнажениях и отражать развитие коротких, очень высокого порядка, сколовых трещин. В природных условиях развивается только одна система трещин, другая -- может лишь намечаться. Эксперименты по моделированию процесса хрупкого разрушения образцов горных пород при сжатии подтверждается геологические наблюдения и указывают на относительное небольшое запаздывание развития одной системы трещин по отношению к другой. Этот процесс удачно отобразил Р. Френд[Freund R., 1974].
2. Поскольку касательные напряжения в рассматриваемой модели образуются в результате разложения главных нормальных напряжений, а в глубинах литосферы напряжения растяжения являются понятием условным, формирование сдвигов в литосфере происходит главным образом в условиях сжатия и сопровождается значительным трением. Так как касательные напряжения, вызывающие локальные сдвиги, разложить на новые составляющие уже нельзя, оперяющие сдвиг структуры образуются за счет деформаций, вызванных силами трения. (В этом, в частности, наши представления существенно отличаются от схемы сдвиговой тектоники Дж. Муди и М. Хилла (1960), многократно и последовательно разлагающих главный вектор сжатия на все меньшиеи меньшие составляющие.) Поэтому сдвиги, образованные в условиях растяжения коры, будут несколько отличаться от сдвигов, образованных в условиях сжатия коры. Различие должно заключаться как в степени развития оперяющих структур, так и в комплексе других геолого-тектонических процессов.
При этом особое ванимание заслуживает факт изменения морфолого- кинематической характеристики сдвига по падению.
Рассматриваемая схема модели сдвига показывает, что даже если сжатию или растяжению подвергается вся кора или литосфера, сдвиги редко проникают на всю ее глубину. Причина ограниченности распространения сдвигов на глубину практически не рассмотрена в геологии. Для такого анализа нет эмпирических данных.
Модель разрушающегося под давлением куба показывает, что в его центре практически сколовые системы трещин не пересекаются, и здесь, как правило, остается «не нарушенная» пирамидка. К центру куба уменьшается и амплитуда сколовых трещин. Эксперименты показывают отличающуюся от теоретической модели картину. Для геологической ситуации необходимо использовать ту часть наблюдений, из которых следует, что разрушающие образец сколовыетрещины, во-первых, проникают до его центральной части и, во-вторых, соответственно по падению и простиранию уменьшают свою амплитуду.
Рис. 6. Разделение разрывов на три класса по Е. Андерсону в зависимости от ориентацийглавныхнапряжений в земной коре, а --надвиги(х > у >z); б -- нормальные сбросы (z > у > х);в -- сдвиги (х> z> у)
Таким образом, сдвиги, формирующиеся в условиях сжатия или растяжения литосферы, проникают примерно до середины области деформации и имеют изменяющуюся по простиранию и падению амплитуду.
Природная картина сложнее. Для объяснения теоретической ориентировки разрывов, в частности, сдвигов на глубине Е. М. Андерсон [Anderson Е. М., 1951] предложил довольно наглядную схему, поясняющую зависимость между соотношением главных напряжений и морфогенетическим типом разломов земной коры (рис. 6). Предложенную схему удобно использовать, если исследователю известно качественное соотношение главных нормальных напряжений при соответствующей тектонической обстановке.
Рис. 7. Формирование разломов земной коры придлительномдействии напряжений[Шерман С. И., 1977]. В условиях тангенциального сжатия (1) и растяжения (2), (а - зона пластической деформации, б- зона хрупких и квазихрупких разрушений), I и II границы перехода пород в состояние пластического течения при сжатии (I) и растяжении (II); III и IV максимальная прочность основных (III) и кислых (IV) пород на сжатие
В условиях литосферы с увеличением глубины увеличивается литостатическое давление. Даже при неизменномтектоническом давлении из-за увеличения литостатического давления с глубиной изменяется качественное соотношение главных нормальных напряжений. Переориентировка вызывается увеличением литостатического давления, которое растет пропорционально глубине, и относительным постоянством тектонических напряжений, величина которых определяется энергетическим источником и ограничивается максимальной прочностью горных пород. Величины последней даже в условиях всестороннего давления не превышают 8--10 кбар. Отсюда определенные ограничения, накладываемые свойствами коры на возможность передачи тектонических напряжений, а следовательно, и лимитизация колебаний значений главных нормальных напряжений, вызывающих сложное напряженное состояние при ?1 ? ?2? ?3.Происходит, как показано нами ранее [ШерманС.И., 1977], изменение морфогенетической характеристики разрыва.Надвиг, например, с глубиной переходит в сдвиг, а сдвиг еще глубже -- в сброс, хотя общее региональное поле тектонических напряжений не меняется. Общие граничные условия формирования разрывов в земной коре показаны на рис. 7. Судить о ситуации в нижней части литосферы, охватывающей верхнююмантию, сейчас сложноиз-за ограниченности наших знаний о ее физических свойствах. Общий анализ формирования разрывов в коре в условиях сложного напряженного состояния показывает, что кора и литосфера разрушаются только путем образования сколов [Шерман С. И., 1977]. Если пренебречь геологической классификацией разрывов, построенной по принципу соотношения направления движения и наклона сместителя разлома, то все разрывы в литосфере на глубинах ниже 10 км представляют собой сдвиги, плоскость смещения которых ориентирована различным образом. Собственно же сдвиги в геологическом понимании этого термина при вертикальной плоскости сместителя могут проникать до нижних границ литосферы. Это заключение базируется на ряде геологических наблюдений не только по типу контролируемых сдвигами магматических образований. Протяженные сдвиги формируются не параллельными сопряженными двумя системами, а единичнымиструктурами. В центральной части деформируемой области, в которой не возникает пересекающихся касательных напряжений, даже сложно оценить тип происходящих деформаций (см. рас. 5, а). Зародившийся сдвиг и смещение по нему и являются результатом действия тектонических сил на кору или литосферу.
Закономерности разрушения элементарного кубика нельзя считать полностью аналогичными разрушению мегаобъемов. Здесь далеко не во всех деталях соблюдается автомодельность процесса. К сожалению, мегаскопические сдвиги или сдвиговые зоны в курсах сопростивления материалов и теоретической механики не рассматриваются.
Сдвиговые зоны представляют собой сочетание систем одиночных сдвигов. В последние годы наиболее полное исследование по формированию сдвиговых зон провел С. С. Стоянов (1977). В литосфере сдвиговые зонынаходятся в региональном поле напряжений, которое накладывается на напряжения простого сдвигания. Описания результирующего состояния и возникающих парагенетических структур в геологической литературе практически мало исследованы. Трудность описания процесса заключается в том, что сдвиговые зоны не являются простым набором сдвигов. Это узкие линейно-вытянутые зоны квазипластического и пластического течения вещества Шерман С. И., 1977]. Внутри них возникает сложная система структур и напряжений. С. С. Стоянов (1977) показал, что концентрации напряжений в зонах скалывания связаны, с одной стороны, с лобовыми (поперечными направлению скольжения) участками разрывови, с другой -- с продольными ограничительными линиями, где взаимное смещение разорванных блоков практически отсутствует (рис. 8, 9). Теоретическая модель С. С. Стоянова учитывает концентрацию напряжений у продольных окончаний разрывов и их изменение вкрест простирания структуры.
Рис. 8. Схема напряженного состояния и формирования структур второго порядка около зон скалывания [по Стоянову С. С., 1977].1 - разрывная поверхность скалывания; 2 - разрывы у лобового ребра; 3 - разрывы в зоне скалыванияу продольного ребра
Общую схему формирования сдвиговых зон в литосфере, в связи с ее объектным сжатием или расширением, можно представить себе из рис. 5. Прочность вещества литосферы с увеличением вовлеченного в деформацию объема уменьшается, что вызвано неоднородностью состава и структуры ее верхних частей. В условиях деформации больших объемов разрушение определяется лишь самыми крупными трещинами. Чаще всего развивается одна из двух вероятных (см. рис. 5,б) сдвиговых зон. Именно поэтому среди региональных и генеральных сдвигов в различных регионах фиксируется какой-то один из типов сдвигов правый или левый. В этом суть проявления масштабного эффекта и принципиальное различие развития локальных сдвигов и сколовых трещин от сдвиговых зон. В первом случае формируются сопряженные системы трещин, во втором - только одна из систем.
Рис. 9. Схема напряжений и структур в зонах скалывания по [Стоянову С. С., 1977].R, R'сопряженные трещины скола, P и L продольные и косые сколы, Т- трещины отрыва, Fd-эшелонированная система складок
Таким образом, как сдвиги, так и сдвиговые зоны в геологическом понимании этого термина образуются в условиях сжатия или растяжения литосферы, когда нагрузка равномерно прилагается в горизонтальной плоскости ко всему деформируемому объему.
Совершенно иная ситуация приложения нагрузки, т. е. тектонических сил, создается при формировании трансформных разломов. Их сдвиговый характер имеет совершенно иную природу, и отличие прежде всего касается способа приложения действующих сил (см. рис, 4). Для развития трансформных разломов активные тектонические силы должны быть размещены и, главное, приложены под литосферой и направленыгоризонтально. Ими могут быть струи конвекционного потока верхней мантии, которые благодаря силам трения вызывают горизонтальное движение блоков литосферы. Из-за различной скорости струй, разной мощности блоков, отличающейся силой трения между лито- и астеносферой и другими причинами блоки литосферы приобретают различное ускорение. Последнее является необходимым условием формирования трансформных разломов. При всех названных ситуациях в тектоносфере будет создаваться деформация среза или перерезывания, по Н. М. Беляеву (1967), конечным результатом которой явится сдвиг -- трансформный разлом.
Деформация среза будет происходить в плоскости концентрации касательных напряжений. Разрушение литосферы наступает при условии, когда напряжения среза?српревышают предельное напряжение на срез вещества литосферы[?ср.лит]:
, (7)
Где ?ср- напряжение среза, возникающее в сечении литосферы, параллельном действию мантийных потоков,F1-активная сила мантийного потока, S -- площадь сечения литосферы, [?ср.лит]-- предельное напряжение на срез литосферы11 В машиностроении часто принимают [?ср] = (0,25?0,35)?T, где ?T - предел текучести материала.
По вертикальному сечению литосферы условия разрушения изменяются, и величина [?ср.лит]не остается постоянной. Тем не менее напряжения среза пропорциональны активной действующей силе F1, т.о. на срез работает вся прилагаемая к литосфере сила подлитосферного потока. В случае же формирования сдвигов, как выше было отмечено, максимальное касательное напряжение не превышает половины максимального нормального напряжения (2) и, как исключительный случай, равно ему по модулю (4).
Таким образом, с точки зрениямеханики разрушения, формирование сдвигов в литосфере припрочих равных условиях требуетпервоначально большихтектонических сил, чем образование трансформных разломов. Однако геологи привыкли считать, что сдвиги более распространены, чем трансформные разломы и, следовательно, образуются как будто бы проще. Такой вывод преждевременен, он не учитывает ни масштабов сравниваемых структур, ни степени изученности океанической и континентальной коры, ни механизма образованиятрансформных разломов. Сдвиги более распространены в мощной континентальной коре. Здесь они образуются по изложенной выше схеме, часто не секут всю литосферу. Трансформные же разломы легче образуются в тонкой океанической коре (см. уравнение 7). Кроме этого, способ приложения нагрузки при формировании сдвигов-- объемное сжатие или растяжение -- наиболее распространен в литосфере при тектонических процессах. Вероятность возникновения условий такого приложения сил, которые вызвали бы деформацию среза в литосфере, невелика. Отсюда и относительно неширокое распространение трансформных разломов, особенно в континентальной коре.
Одной изспецифических черт ориентировки трансформных разломов является их поперечное расположение с сопряженными структурами сжатия или растяжения -- зонамиБеньофа и рифтовыми зонами. Названная закономерность нередко давала основание термины поперечные и трансформные считать синонимами, что привело к ряду недоразумений при характеристике континентальных поперечных сдвигов. Исследованиюпоперечности трансформных разломов посвящена серия теоретических и экспериментальных работ.
Д. Олденбург и Дж. Брунэ[Oldenburg Д. W., Brune J. N., 1975] поставили эксперимент, преследующий цель проследить образование трансформных разломов в океанической коре как ортогональных трещин к собственно рифтовым. Для соблюдения критериев подобия природной и экспериментальной картин они использовали нагретую вязкую пластическую массу. Масса растягивалась с постоянной скоростью, иодновременно ее верхний слой охлаждался. Растяжение имитировало раздвижение океанического хребта, а охлаждение -- параллельный рост океанической коры по занону
, (8)
где H -- мощность литосферы, t -- ее возраст, k -- коэффициент пропорциональности. Первичные трещины - будущие рифтовые долины - задавались путем нарушения возникшей при начальном процессе остывании твердой пленки. Первичные трещины задавались в двух местах пленки, на параллельных плоскостях, но со смещением относительно друг друга. Перпендикулярно плоскостям трещин масса подвергалась растяжению, по мере растяжения трещины росли, а между их ближайшими концами началось взаимодействие. Постепенно оно приводило к росту связующих их разрывов будущему трансформному разлому. Эти связующие разрывы располагаются под различными углами к оси растяжения. С увеличением последнего происходит «приспособление» связующих разрывов к оси растяжения -- они становятся параллельны ей, и вся зона между трещинами отрыва превращается в аналог трансформного разлома. К этому и стремились Д. Олденбург и Дж. Брунэ в эксперименте, чтобы показать, что трансформные разломы по мере развития конструктивной границы развиваются в направлении, параллельном движению плит и ортогонально к рифтовым трещинам. Изменение направления раздвижения, по их мнению, должно вызвать переориентацию трансформных разломов. За критерий устойчивости трансформных разломов принималось условие N>S, где S -- сопротивление на сдвиг в зоне трансформного разлома, N -- сопротивление на сдвиг материала литосферы. В целом результаты интересного эксперимента Д. Олденбурга и Дж. Брунэ можно использовать в случае гомогенной среды, подвергнутой растяжению. Тогда трансформные разломы будут стремиться ориентироваться параллельно растягивающим силам, ортогонально трещинам растяжения. Что же касается соотношений критериев их устойчивости, то выводы исследователей недостаточно аргументированы, о чем свидетельствуют более поздние работы.