Разломы
(Морфология, геометрия и кинематика)
© Прокопьев А.В., Фридовский В.Ю., Гайдук В.В., 2004
© Прокопьев А.В., Фридовский В.Ю., Гайдук В.В., 2004
Рис 2.17. Геологический разрез через Красное море (А) (Lowell, Genik, 1972) и этапы формирования рифтовой зоны океанического бассейна (Б) (Hatcher, 1990)
Рис. 2.18. Блок-диаграмма структуры растяжения типичного кордильерского комплекса метаморфического ядра (Сопеу, 1980)
А – фундамент, Б – зона срыва (детачмент), В – покров; а – древние метаосадочные породы, б – древний плутон, в – синдеформационный плутон, г – сланцеватость милонитов, д – линейность в милонитах, е – карбонатные тектониты, ж – кайнозойские осадочные и вулканические породы
Рис. 2.19. Три модели растяжения земной коры (Hatcher, 1990)
А – модель Вернике: асимметричный рифтинг с простым сдвигом, Б – модель чистого сдвига: симметричный рифтогенез и чистый сдвиг. В – модель расслаивания: асимметричный рифтинг с простым сдвигом и расслоением
Рис. 2.20. Блок-диаграмма района растяжения земной коры с формированием комплекса сбросов (Lister, Davis, 1989).
А – неглубокое расширение земной коры, сопровождающееся формированием хрупких сбросов. Нижняя кора утоняется и в ней происходят пластические деформации растяжение в мантии реализуется посредством пластичного перетекания вещества мантии. Направление падения сбросов симметрично центру района (модель чистого сдвига) Б – растяжение образуется при перемещении вдоль сбросового детачмента, который проникает через всю литосферу. В хрупкой верхней коре образуются чешуйчатые листрические сбросы. На глубине вдоль детачмента происходят пластические деформации. Растяжение в мантии реализуется посредством пластического перетекания вещества. Преобладают синтетические сбросы, направление падения которых совпадает с таковым детачмента (модель расслаивания)
Рис. 2.21. Геометрическая модель перемещения по листрическому сбросу, сопровождающемуся синтетическими сбросами (Twiss, Moores, 1992):
А – вращение блоков пород вдоль листрического сброса может сопровождаться формированием пакета синтетических разломов L и Т – первоначальные (додеформационные) длина и мощность отложений лежачего крыла; Б – после растяжения мелкие разломные блоки испытывают скольжение и вращение по системе синтетических сбросов, l и t – заключительная длина и осредненная мощность лежачего крыла. Первоначальная мощность Т, рассчитанная вкрест простирания слоистости, показана пунктирной линией на втором блоке слева
Рис. 2.22. Геометрические ограничения при построении поперечных разрезов (Twiss, Moores, 1992). Геометрически невозможный разрез через грабен (А). При восстановлении просевшего блока образуется брешь (Б), а при пододвигании правого блока для заполнения этой бреши образуется перекрытие (В)
Рис. 2.23. Геометрическая модель перемещения по листрическому сбросу, сопровождаемого формированием структур «ролловер» или антитетических разломов (Twiss, Moores, 1992):
А – блок земной коры с зарождающимся разломом. Длина L блока лежачего крыла остается постоянной. Б – перемещение блока в лежачем крыле на расстояние d параллельно горизонтальной части листрического сброса приводит к открытию в геологическом отношении нелепой бреши В – деформация в лежачем крыле сброса допускает контакт слоев пород вдоль плоскости сброса и приводит к формированию cтpуктуp «ролловер» (присдвиговому формированию складчатости). Длина L остается постоянной. В результате перемещения появляется проблема образования другой бреши в тылу лежачего крыла сброса Г – формирование антитетических разломов в лежачем крыле сброса позволяет уменьшить проблему образования бреши вдоль листрического сброса
Блоковое сбросообразование просходит в кратонных областях континентов. На платформах стабильных кратонов обнаружено немало грабенов, горстов и сбросов. Как правило, их формирование связано с процессами растяжения, проявленными при континентальном рифтогенезе. Примерами служат сбросы и грабены Вилюйского рифта в центральной части Сибирской платформы, образовавшиеся в результате среднепалеозойского континентального рифтогенеза. Кроме того, сбросы, распространенные в районах, не затронутых орогенезом, встречаются над соляными куполами, во впадинах прогибания и на участках гравитационного скольжения.
Соляные купола выдавливаются вверх сквозь мощную толщу горных пород. Образующиеся сбросы вызываются вертикальным движением апикальных частей соляных ядер. Это движение и создает купольную структуру в перекрывающих отложениях. В процессе образования структуры слои перекрывающих купол пород растягиваются, что приводит к формированию трещин и сбросов. Самая распространенная структура над соляными куполами – это сложный грабен. От основного грабена с одного или двух его концов отходят расщепления, а вдоль главных разломов протягиваются ступенчатые сбросы. Системы сбросов на сводовых поднятиях аналогичны сбросам над соляными куполами.
Сбросы развиваются на некоторых надвиговых покровах вдоль фронтов, где покров приобретает форму свода. Фронтальный край надвига испытывает растяжение в направлении, перпендикулярном направлению его перемещения, в результате чего образуются секущие надвиговый покров сбросы.
Сбросообразование характерно для дивергентных границ литосферных плит. Основными структурами здесь являются грабены и сбросы. В качестве примеров можно назвать грабены Исландии, ориентированные параллельно Срединно-Атлантическому хребту, рифтовые долины Восточной Африки и Красного моря (рис. 2.17,А), маркирующие раздвигание между Африканской и Аравийской литосферными плитами. Целый ряд грабенообразных долин, ограниченных сбросами, установлен сейсмопрофилированием через системы подводных хребтов и на их шельфовых продолжениях. На рис. 2.17,Б показаны этапы формирования океанической рифтовой зоны. На начальных этапах раскола континентов в режиме растяжения происходит активное сбросообразование.
Сбросообразование определено и в орогенных поясах. Сбросы составляют значительную часть общего структурного плана Кордильерского пояса на западе США. Здесь развиты так называемые комплексы метаморфических ядер (КМЯ) – изолированные поднятия куполовидной или аркообразной формы, аномально деформированных метаморфических или интрузивных комплексов, тектонически перекрытых неметаморфизованными породами – сравнительно новый тип геологических объектов, выделенный в начале 80-х гг. в Североамериканских Кордильерах (Скляров и др., 1997). Они образуют непрерывный пояс, протягиваюшийся от юга Канады до севера Мексики. В Забайкалье КМЯ образуют узкий линейный пояс северо-восточного простирания протяженностью около 1000 км. Несмотря на существующие различия в составе КМЯ и общей геологической обстановке их проявления, обнаруживается отчетливое сходство в их строении и структуре. В каждом КМЯ выделяются три главных структурных элемента, или комплекса (рис. 2.18): нижний с пластичным стилем деформаций (нередко для характеристики этого комплекса употребляется термин «фундамент», или «нижняя пластина»), верхний, характеризующийся хрупкими разрывами (для этого комплекса используются термины «покров», или «верхняя пластина»), и зона главного срыва – детачмент, разделяющая вышеотмеченные комплексы. КМЯ характеризуются некоторой асимметрией: падение одного из флангов более крутое. Топографически комплексы метаморфических ядер слагают наиболее высокие хребты или поднятия в регионах распространения. Формирование КМЯ связано с процессами континентального растяжения в тылу зоны субдукции. Существует несколько моделей формирования КМЯ (рис. 2.19).
Модель Б. Вернике, основанная на палинспастических реконструкциях в Провинции Бассейнов и Хребтов (США), показывает, что вследствие процессов растяжения возникает полого падающий сброс, проникающий в средние и нижние части коры и даже в мантию (рис. 2.19). На глубине (5 км и более) зона срыва характеризуется только пластичными деформациями и представлена разнообразными милонитами и бластомилонитами по породам как верхней, так и нижней пластин. Над этой зоной развиваются сбросы с довольно крутым падением, противоположным падению главного срыва, или листрического типа, ограничивающие достаточно крупные блоки (рис. 2.19). В приповерхностных частях срыва реализуются только хрупкие деформации – главная пологая зона и серия крутых сбросов над ней. Падение этих сбросов совпадает с падением главного срыва и подчеркивает общую кинематическую картину процессов растяжения (Скляров и др 1997). При развитии процессов растяжения и перемещения верхней пластины по главному срыву крутые сбросы (в верхней пластине) в зоне приближения главного срыва к поверхности будут выполаживаться, образуя так называемые структуры «домино» (рис. 2.19). В процессе продолжающегося смещения по главному срыву породы (рис. 2.19), первоначально расположенные на одинаковых глубинах, но разделяемые зоной срыва, смещаются относительно друг друга, и в конце концов породы нижней пластины будут выведены на близповерхностные горизонты. Эта часть нижней пластины испытывает изгиб в результате изостатического всплывания и последующей эрозии, и породы, первоначально находившиеся на значительных глубинах и испытавшие там деформацию, будут выведены на поверхность. При этом они отделяются от хрупко деформированных толщ верхнего уровня пологим срывом. В качестве фактора, обусловливающего процессы растяжения, предполагается астеносферный апвеллинг (подъем), с которым связываются прогрев коры и ее термальное ослабление.
Модель чистого сдвига и расслоения земной коры (рис. 2.20,А) отличается от модели Вернике (рис. 2.20,Б), которая предусматривает деформации по механизму «простого» сдвига (simple shear) и смещения по единой пологой структуре, проникающей в глубокие уровни земной коры. Т.е. комплексы метаморфических ядер, обнажающиеся в современном эрозионном срезе, являются фрагментами средней и нижней коры, которые по пологому сбросу были выдвинуты на более высоки уровни. Принципиальные различия двух ведущих механизмов растяжения по типу «чистого» сдвига (pure shear) и «простого» сдвига продемонстрированы на рис. 2.20. (Важно не путать термин «сдвиг» (shear) описывающий физический характер деформации, с термином «сдвиг» (strike-slip) в значении «крутой разлом с горизонтальными перемещениями вдоль него», описание которого будет приведено в гл. 3).
Таким образом, предполагается, что при континентальном растяжении формируется достаточно узкая пологая зона глубинного срыва детачмента, по которой на поверхность выводятся нижележащие части земной коры. Однако происхождение этой зоны, кинематика, механизмы структурообразования в ней и примыкающих блоках разными авторами трактуются неоднозначно. Пологопадающие зоны глубинного срыва секут практически все более ранние структуры, и те, которые наблюдаются в настоящее время, являются самыми молодыми разломами. При этом хрупкие деформации в верхних пластинах КМЯ весьма контрастно отличаются от тех, которые наблюдаются в нижней пластине, где преобладают интенсивные пластичные деформации.
Через сбросовые структуры возможно строить сбалансированные разрезы, используя те же принципы и методы, что и для надвиговых зон (см. гл. 1). На рис. 2.21 показаны геометрическая модель лнстрического сброса и параметры расчета перемещений. Измерение длины слоев в каждом сбросовом блоке и знание положения детачмента (по буровым или структурным данным) позволяет вычислить величину растяжения и реконструировать положение слоев в их додеформационное состояние. Основные принципы возможного геометрического построения сбалансированных разрезов через сбросовые структуры показаны на рис. 2.22 и 2.23.
