ОСОБЕННОСТИ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В ЗОНАХ ТРАНСФОРМНЫХ РАЗЛОМОВ СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКОГО ХРЕБТА

ОСОБЕННОСТИ СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В ЗОНАХ ТРАНСФОРМНЫХ
РАЗЛОМОВ СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКОГО ХРЕБТА
М.О. Беляев 1, А.Л. Грохольский 2, Е.П. Дубинин 2
Геологический факультет МГУ имени М.В.Ломоносова1
Музей землеведения МГУ имени М. В.Ломоносова (МГУ) 2
ВВЕДЕНИЕ
Существенную роль в исследовании геологической структуры литосферы рифтовых зон и в
выявлении глубинных процессов, определяющих особенности этой структуры, играют модели
термического режима, напряженного состояния литосферы и гидротермальной конвекции, в том
числе модели использующие методы численного и физического моделирования. С помощью
моделирования можно исследовать структурообразование в литосфере, распределение разломов и
трещин, динамику их развития в условиях различного типа деформаций.
Имеющаяся в настоящее время геолого-геофизическая информация свидетельствует о большом
разнообразии морфотектонических структур, формирующихся в рифтовых зонах срединноокеанических хребтов. Это разнообразие обусловлено, прежде всего, различными скоростями
спрединга, особенностями процессов аккреции и глубинного строения коры, термическим
состоянием литосферы рифтовых зон, кинематической нестабильностью и перестройками оси
спредингового хребта.
Целью данной работы является выявление особенностей структурообразования в зонах
трансформных разломов и анализ геолого-геофизической информации по трансформным разломам
(ТР) Срединно-Атлантического хребта (САХ).
Срединно-Атлантический хребет является типичным медленно-спрединговым, осложненным
рифтовой долиной почти на всем своем протяжении. Его средняя глубина порядка 2.5 км и он
разделяет океан на две полосы абиссальных котловин с глубиной 5-6 км. Срединно-Атлантический
хребет пересекают многочисленные трансформные разломы, среди которых выделяется категория
наиболее крупных, которые прослеживаются от одной окраины океана до другой и разделяют океан
на сегменты, различающиеся по времени своего раскрытия и, соответственно, особенностям
структуры [Хаин, 2001].
Территория атлантического океана разделяется на тектоно-магматические провинции: северная
– от р. Чарли-Гиббс до Азоро-Гибралтарского разлома; центральная – от Азоро-Гибралтарского р. до
системы разломов 15-20, Барракуда, Вима; экваториальная – от этой системы разломов до р. Романш;
южная – от разлома Романш до разломов Буве и Конрада. Особенности этих провинций
обуславливаются их различной тектоно-магматической активностью и различной эволюцией.
Например в северной провинции функционирует горячая точка, а строение и морфология разломов
экваториальной провинции является следствием кинематической перестройки во время раскрытия
этого сегмента Атлантики.
Территория Атлантического океана разделяется на отдельные провинции системами крупных
разломных зон (РЗ): северная – от РЗ Чарли-Гиббс до Азоро-Гибралтарского разлома; центральная –
от Азоро-Гибралтарского разлома до системы разломов 15°20’, Барракуда, Вима; экваториальная –
от этой системы разломов до РЗ Романш; южная – от разлома Романш до тройного соединения Буве.
Особенности строения этих провинций обуславливаются их различной тектоно-магматической
активностью и различной эволюцией. Например, в северной провинции функционирует Исландская
горячая точка, а тектоническое строение и морфология разломов экваториальной провинции является
следствием особенностей раскрытия этого сегмента Атлантики.
АНАЛОГОВОЕ, ТЕРМОМЕХАНИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ
Для достижения поставленной цели использовался метод аналогового моделирования
структурообразующих деформаций.
Такое моделирование берет начало от работ Ольденбурга и Брюна (1975), которые выполнили
серию экспериментов для воспроизведения ортогональной геометрии системы хребет-разлом.
Аналогичные опыты провели Кокс [Cox, 1973] и О`Брайан с соавторами [O`Bryan et al., 1975]
моделировавших океанические системы рифтовых зон и трансформных разломов с помощью воска.
Данные этих лабораторных экспериментов показали, что система хребет–хребет,
трансформные разломы, неактивные разломные зоны и другие морфоструктуры характерные для
океанического спрединга могут быть промоделированы с использованием различных парафинов.
Хотя результирующая картина зависит от соотношения температуры воска на поверхности
охлаждения, скорости спрединга и параметров ортогональной системы хребет-трансформный разлом
[Gerya, 2012]. Позже, проводились еще несколько аналоговых исследований с застывшим воском. Ни
одно из этих исследований не смогло успешно воспроизвести геометрию хребет-трансформный
разлом, моделируемых Ольденбургом и Брюном (1975) и О’Брайаном и соавт. (1975). Скорее всего
это было вызвано изменением физико-химических свойств и микроструктуры модельных
материалов.
АНАЛОГОВОЕ МЕХАНИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ
Позднее, в 90-х годах прошлого века стали появляться работы по моделированию зон
трансформных разломов в которых использовались другие модельные материалы. [Mauduit, Dauteuil,
1996; Basile, Brun, 1999; Dauteuil et al., 2002].
В работах этих авторов в качестве модельных материалов были использованы: кварцевый
песок, как аналог хрупкой коры; различные силиконовые пасты обладающие поведением
ньютоновской жидкости и воспроизводящие пластичные слои литосферы; сироп или мед как аналог
маловязкой верхней астеносферы [Davy, Cobbold, 1991]. В зависимости от природного объекта
изучения последователи данного типа экспериментов применяли однотипные установки с различной
конфигурацией механизмов воспроизводящих в модели растяжение, сдвиг (или то и другое
одновременно).
Как правило, при моделировании системы хребет – разлом - хребет были приняты следующие
упрощения: ортогональное направление спрединга к оси хребта; простирание трансформного
разлома, совпадающее с направлением спрединга; различие в термическом состоянии рифта и
смежной плиты на пересечении с трансформным разломом обеспечивалось в опытах различной
толщиной модельного слоя в этих областях.
ПОСТАНОВКА ЭКСПЕРИМЕНТОВ
Экспериментальные исследования проводимые в лаборатории экспериментальной геодинамики
музея Землеведения МГУ включали изучение влияния различных кинематических и геометрических
параметров модели (длина оффсета, ширина зоны трансформной зоны, толщина модельной
литосферы, скорость растяжения) на особенности структурообразования в зонах трансформных
разломов.
Опыты проводились с учетом условий подобия, на материалах и экспериментальном
оборудовании описанных в работах: [Шеменда, 1983; Шеменда, Грохольский, 1988; Грохольский,
Дубинин, 2006; Грохольский, Дубинин 2010].
Используемое модельное вещество представляет собой сложную коллоидную систему, основой
которой являются жидкие (минеральное масло) и твердые (церезин, парафин) углеводороды, тонкодисперсные порошки с различными поверхностно-активными добавками. Модельный материал
обладает упруго-вязко-пластическими свойствами, зависящими в количественном и качественном
отношении от состава, температуры и технологии приготовления моделей. Варьируя эти параметры и
условия эксперимента, можно добиваться, чтобы модельный материал разрушался, как хрупкое тело,
т.е. путем образования в нем индивидуальных трещин.
Эксперименты проводились в установке, состоящей из текстолитовой ванны с поршнем и
системой внутреннего подогрева. Электро-механический привод осуществлял движение рамки с
поршнем в горизонтальной плоскости с заданной скоростью [Грохольский, Дубинин 2006].
Модельное вещество помещалось в установку и нагревалось. После достижения им
необходимой по условиям подобия температуры начиналось его охлаждение сверху вентилятором.
Необходимая температура расплавленного модельного вещества поддерживалась на дне и боковых
стенках в течение всего опыта. При застывании сверху на поверхности расплава образовывалась
модельная литосфера, «приваренная» к поршню и противоположной стенке ванны. В ней задавалась
неоднородность в виде линейной, ослабленной (утоненной) литосферы рифтовой зоны шириной d и
толщиной h. Этот процесс контролировался, и после того, как модельная плита в осевой зоне
спрединга и в области смещения, а также вне ослабленной зоны достигала необходимых для данного
эксперимента толщин, начиналось ее горизонтальное растяжение со скоростью V.
Отметим, что аналогичные эксперименты описаны в работе [Грохольский, Дубинин, 2010]. В
ней было показано, что тектоническая модель структурообразования в зонах нетрансформных и
трансформных смещений контролируется механическими свойствами литосферы, которые зависят от
величины смещения, соотношения толщин литосферы в рифтовой зоне и в зоне смещения,
прогретости мантии и ширины рифтовой зоны, скорости и направления спрединга. В развитие этих
работ были проведены 2 серии экспериментов, в которых значения ширины трансформа были
переменными, а также был увеличен диапазон скоростей растяжения.
Моделирование производилось в условиях ортогонального растяжения (спрединга)
ослабленной зоны. При ослабленной зоне в виде системы рифт – поперечное смещение – рифт,
простирание поперечного смещения совпадало с направлением спрединга. Ширина ослабленной
зоны d в рифтовых сегментах модели была постоянной. Толщина модельной (океанической) плиты
h1, толщина в рифтовых сегментах и в зоне смещения h2 также была постоянной. Эксперименты
были разделены на серии: 1) серия с переменной длиной оффсета - L; 2) серия с переменной шириной
трансформного сегмента - m. Моделирование проводилось при различных скоростях растяжения.
Всего было проведен 57 эксперимент.
РЕЗУЛЬТАТЫ МОДЕЛИРОВАНИЯ
Серия 1: В экспериментах этой серии изучалось влияние длины оффсета на
структурообразование в зонах трансформных разломов. Значение оффсета L менялось от 4 см до 10
см. Ширина трансформного сегмента (m) и ширина спредингового сегмента (d) были одинаковы в
каждом эксперименте. Скорость растяжения менялась от 3.75·10-5 м/с до 1.0·10-5 м/с. Всего было
проведено 34 эксперимента.
На рис. 1 (№ 1334) представлен опыт с незначительным смещением модельных рифтовых зон.
При смещении рифтовых зон на расстояние равное ширине рифтовой зоны (нулевое смещение) или
чуть больше, сегментированные трещины вначале заложились в рифтовых сегментах. Трещина из
верхнего сегмента продвигалась быстрее и раньше достигла области смещения. Затем она его
прошла и остановилась. Трещина нижнего сегмента прошла тот же путь с некоторой задержкой.
Таким образом в области смещения образовалось перекрытие осей спрединга с центральным блоком
вращающимся по часовой стрелке (рис. 1 А). В однородной среде дальнейшее развитие структуры
перекрытия привело бы к соединению одной из его осей с трещиной противоположного сегмента.
При этом произошло бы отмирание другого концевого отрезка оси перекрытия. В этом эксперименте
перекрытие образовалось в ослабленной зоне конфигурации рифт-смещение-рифт. На общую
картину напряженного состояния области перекрытия несомненно оказало влияние наличие
выступов более холодной и прочной модельной литосферы в областях внутренних углов.
При длине смещения (трансформа) 5-7 см, как правило, формируются сдвиго-раздвиги
соединяющие внутренние углы зоны смещения. В проведенных экспериментах они часто
осложнялись промежуточными структурами, как например, в нижеописанном эксперименте (рис. 1,
№ 1355). В этом опыте вначале сформировались сегментированные трещины рифтовых сегментов.
Продвинувшись в зону смещения, они остановились. Затем, приблизительно в середине области
смещения, образовалась наклонная трещина (показана белой стрелкой на рис. 1 Д). После этого
концы этой трещины соединились с трещинами рифтовых сегментов сдвиговыми разломами. При
дальнейшем растяжении наклонная трещина стала раскрываться и новая модельная литосфера
формировалась в рифтовых сегментах, а также вдоль наклонной трещины. В этой области
формировалась структура типа пул-эпарт (рис. 1 Е). Она соединялась с рифтовыми сегментами двумя
сдвигами, направления которых совпадали с направлением растяжения модели. На конечных стадиях
эксперимента видно, что структура пул-эпарт была разделена вследствие перескоков оси спрединга,
разнонаправленность которых привела к исчезновению заданного вначале эксперимента
трансформного смещения и образованию искривления оси спрединга в данном месте (рис. 1 Ж). Как
отмечалось выше, в других проведенных экспериментах с такими же значениями оффсета,
промежуточные структуры не формировались. В этих случаях в модели формировался единый
сдвиго-раздвиг с углом наклона зависящим от длины смещения.
Рис. 1 Результаты экспериментов с различным смещением по ТР. Фото, вид сверху. А-Г – опыт № 1334 – L=4
см, d=3 см, m=3 см, h1/h1=0,3/0,2 см, Vспр=2,5*10-5 м/с. Д-Ж – опыт № 1355 – L=8, d=3, m=3 см, h1/h1=0,3/0,2
см, Vспр=3,75*10-5 м/с.
Рис. 2 Сравнение батиметрических данных с результатами эксперимента. (а) – батиметрия трансформного
разлома Кейн по [GEBCO_ 08]; (б) – фото опыта № 1361. L=10, d=3см, m=3 см, h1/h1 = 0.3/0.2 см, Vспр=3.75*105
м/с. (в) – структурная схема эксперимента № 1361
Эксперименты также показали, что при значительных смещениях по трансформу трещины
рифтовых сегментов, продвинувшись до их середины, как правило, останавливаются. Затем они
соединяются сдвиговой трещиной, вдоль которой в дальнейшем формируется очень узкая зона
главных сдвиговых деформаций (ЗГСД), ограниченная крутопадающими сбросами. На рис. 2
показано сравнение такого опыта с Т.Р. Кейн. В значительной части экспериментов трещины
рифтовых сегментов проходили через зону смещения и упирались в противоположную, более
холодную и толстую часть модельной плиты. После этого они заворачивали в сторону другого
рифтового сегмента и продвигались по границе ослабленной зоны смещения. Достигнув границы
рифтового сегмента они заврачивали и продвигались вдоль нее. И как правило очень быстро
соединялись с трещиной другого сегмента в направлении совпадающим с направлением
трансформного смещения. Такой вариант развития показан на рис. 3. Окружностью отмечена
структура описанная выше.
Серия 2: В экспериментах этой серии изучалось влияние ширины трансформного сегмента на
структурообразование в зонах трансформных разломов. Ширина трансформного сегмента m
менялась от 1 см до 4 см. Длина оффсета в экспериментах была от 4 см до 10 см, скорость растяжения
менялась от 3.,75·10-5 м/с до 1,5·10-5 м/с.
Эксперименты этой серии показали, что при небольшом смещении и увеличенной его ширине,
как правило формируются несколько эшелонированных трещин соединяющих трещины рифтовых
сегментов, которые образуют переходную зону между ними состоящую из нескольких
нетранформных смещений. На рис. 4 показан результат такого эксперимента и сравнение его с НТС
на САХ.
Рис. 3 Сравнение батиметрических данных с результатами эксперимента. (а) – трансформный разлом
Вознесенния по [GEBCO_ 08]; (б) – фото опыта № 1362. L=10, d=3 см, m=3 см, h1/h1=0,3/0,2 см, Vспр=2,5*10-5
м/с. (в) – структурная схема эксперимента № 1362
Рис. 4 Сравнение батиметрических данных с результатами эксперимента. (а) – нетрансформное смещение САХ
по [GEBCO_ 08]; (б) – фото эксперимента № 1378; (в) – структурная схема опыта № 1378. L=4, d=3 см, m=4 см,
h1/h1=0,3/0,2 см, Vспр=3,75*10-5 м/с.
При увеличении зоны смещения L в основном формируются сдвиго-раздвиги с большим углом
наклона к общему направлению трансформа, с относительно широкой ЗГСД, ограниченные
относительно пологими сбросами.
В экспериментах с уменьшенной шириной смещения m и не значительной его длиной L
формировались небольшие перекрытия осей. При увеличении зоны смещения, как правило трещины
рифтовых сегментов проходили через трансформ, выходили на его границу и продвигаясь вдоль него
соединялись друг с другом формируя чисто сдвиговую границу.
ВЫВОДЫ
Экспериментальные исследования показали, что на особенности структурообразования в зонах
трансформных разломов существенное влияние оказывают следующие параметры: величина
оффсета, скорость спрединга, ширина трансформной зоны.
При больших смещениях оси и хрупких деформациях формируются четкие, узкие сдвиговые
системы трансформных разломов. При этом трансформная зона ограничивается сбросами с крутым
падением. В трансформной зоне может образовываться промежуточная (субортогональная или
крутонаклонная к направлению растяжения) рифтовая трещина (локальный центр спрединга),
которая при дальнейшем растяжении дает начало формированию структуры пул-эпарт.
При малых смещениях оси (L<4 см = 20-30 км в природе) и при значительном наращивании
новой модельной коры крупные трансформные разломы не формировались. При малых смещениях
часто образуются перекрытия осей спрединга.
При длине смещения соизмеримым с шириной рифтовой долины центральный блок
образовавшегося перекрытия часто раскалывается на две части, которые обосабливаются в краевых
частях вновь образованной модельной коры.
При любых скоростях скоростях растяжения верхняя и нижняя границы трансформного
сегмента могут являться структурными барьерами, для продвижения рифтовой трещины и вдоль них
идет реализация сдвиговых деформаций. Также скорость растяжения не влияет на общую картину
структурообразования, в отличие от реальных зон СОХ и ТР, в которых скорость спрединга
определяет термический режим этих зон. В экспериментах ее влияние сказывается только на
конфигурации отдельных трешин.
Таким образом, угол между направлением растяжения и простиранием ЗГСД, а также длина
смещения между рифтовыми сегментами контролирует природу внутренних деформаций
трансформной области. При больших углах присутствует компонента растяжения. Поэтому
трансформная зона более широкая, а ограничивающие ее сбросы более пологие. Если трансформный
разлом длинный, то угол небольшой и эта зона подвержена существенному сдвигу и характеризуется
узкой и линейной трансформной зоной ограниченной крутопадающими сбросами.
Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 15-05-03486)
ЛИТЕРАТУРА
Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. Экспериментальное моделирование структурообразующих
деформаций в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. Геотектоника № 1. 2006. С. 76-94.
Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. Структурообразование в рифтовых зонах и поперечных смещениях
осей спрединга. Физика Земли. 2010. № 5. С. 49-55.
Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.^ Научн. мир. 2001. 606 с.
Шеменда А.И. Критерии подобия при механическом моделировании тектонических процессов.
Геология и геофизика. 1983. № 10. С.10-19.
Шеменда А.И., Грохольский А.Л. О механизме образования и развития зон перекрытий осей
спрединга. Тихоокеанская геология .1988. №5. С. 97-106.
Basile C., Brun J.P. Transtensional faulting patterns ranging from pull - apart basins to transform continental
margins: an experimental investigation. J.Struct. Geology. 1999. V. 21. P. 23-37.
Cox A. Introduction, in Cox A., ed., “Plate tectonics and geomagnetic reversals” New York. W: H. Freeman
and Co. 1973. P. 40 – 47.
Dauteuil O., Bourgeois O., Mauduit T Lithosphere strength controls oceanic transform zone structure:
insights from analogue models. Geophys. J. Int. 2002. V. 150. P. 706 – 714.
Davy P., Cobbold P. Experiments on shortening of a 4-layer model of the continental lithosphere.
Tectonophys. 1991. V. 188. P. 1 - 25.
GEBCO_08 grid, ver. 20090202. http://www.gebco.net
Gerya T. Origin and models of oceanic transform faults. Tectonophysics. 522–523. 2012. Р. 34–54.
Mauduit, T., Dauteuil, O. Small-scalemodels of oceanic transformzones. J. Geophys. Res. 101. 1996.
Р. 20195–20209.
O'Bryan, J.W., Cohen, R., Gilliland, W.N. Experimental origin of transform faults and straight spreadingcenter segments, GSA Bull. 86. 1975. Р 793–796.
Oldenburg, D.W., Brune, J.N. An explanation for the orthogonality of ocean ridges and transform faults,J.
Geophys. Res. 80. 1975. Р. 2575–2585.