Типизация шовных зон

Шовные зоны представляют собой пояса сгущения закономерно сочетающихся складчатых и глыбовых структур, формировавшиеся в условиях максимальной контрастности и дифференцированности тектонических движений. Они обычны для новейших тектонически высокоактивных областей, особенно для эпигеосинклинальных и эпиплатформенных орогенов.
Зоны смятия — это также пояса, в которых процессы длительного динамометаморфизма и магматизма маскируют внутреннюю структуру зон глубинных разломов. Они характерны для древних, не обновленных глубинных разломов. Поэтому зоны смятия здесь детально не рассматриваются. Предлагаются достаточно сложные морфологическая и кинематическая классификации зон смятия. Однако в самом общем виде они делятся на джагдинский и иртышский типы в зависимости от связи с одиночными или парными глубинными разломами. В джагдинском типе наиболее метаморфизованные породы расположены в приосевой части зоны, а в иртышском — они тяготеют к краям зоны. Обычная длина зон смятия — сотни, реже тысячи километров, ширина от 2-3 до нескольких десятков километров. Глубина их формирования оценивается интервалом 1-7 км.
Строение шовных зон определяется морфологией и характером смещений по глубинным разломам, которые в свою очередь зависят от тектодинамической обстановки их формирования. В.В. Белоусов предлагает различать глубинные взрезы, сдвиги, сбросы, взбросы, надвиги и раздвиги. Первые два типа отличаются возможностью знакопеременных движений.
Примером глубинного взреза является Тырныаузский глубинный разлом на северном склоне Большого Кавказа (Тырныауз-Пшекишская шовная зона). Его изучение позволило Е.Е. Милановокому предложить классификацию соответствующих шовных зон в зависимости от направления смещений, сопрягающихся по разлому глыб земной коры (рис. 2.18).

Типичными примерами сейсмоактивных глубинных сдвигов могут служить разломы Сан-Аадреас в Калифорнии и Талассо-Ферганский в Тянь-Шане. Широко известны описания вариантов соотношения различных приповерхностных структур при сдвиговых деформациях, но достаточно полной классификации сдвиговых шовных зон не разработано.
К общекоровым раздвигам относятся трещины, выполненные глубинным магматическим материалом. Примером их могут сложить Великая дайка Родезии — интрузия основных и ультра-основных пород шириной 5-10 км и длиной 500 км и Срединно-Исландская зона раздвигания и молодого вулканизма, в которой наблюдается несколько сгущений раздвигав, сбросов и сдвигов, сопровождаемых трещинными излияниями и цепочками вулканов; эта зона рассматривается и как рифт, служащий наземным продолжением срединно-океанической рифтовой системы. В.Е. Ханн считает рифты глубинными грабенами, раздвигами планетарного масштаба. Однако, В.В. Белоусов относит рифты к общекоровым сбросам, которые он также считает следствием растяжения земной коры. Изучение рифтогенеза постоянно расширяет круг порожденных нм структур. Е.Е. Милановский выделяет два главных типа таких структур на платформах: древние — авлакогены и молодые (начавшие формироваться не ранее позднего палеозоя) — собственно рифты. Им предложена сложная классификация приповерхностных рифтовых структур (т.е. рифтовых шовных зон), отражающая циклы и стадии развития рифгогенеза при поли- и моноциклическом развитии этих структур с наличием или отсутствием инверсионности (рис. 2.19). Строение и стадии развития древних и молодых рифтовых зон принципиально сходны. Но многие молодые рифтовые зоны еще не завершили полного цикла своего развития. Поэтому классификация рифтовых шовных зон опирается в основном на материалы по изучению авлакогенов. На стадии заложения (или регенерации) в них в обстановке активного растяжения земной коры образуются грабены, грабен-синклинали и клавиатурные системы чередующихся грабенов и горстов; проявляется основной вулканизм. На стадии проседания грабены заполняясь постепенно преобразуются в синклиналеобразные прогибы и даже в синеклизы. На инверсионной стадии в обстановке тангенциального сжатия возникают ограниченные взбросами и надвигами осевые и краевые блоковые поднятия фундамента или валообразные поднятия чехла, перекрывающего рифт, а иногда проявляются складчатые деформации. Е.Е. Милановский пришел к выводу, что история вертикальных и горизонтальных деформаций в рифтовых зонах качественно сходна с таковой геосинклинальных в особенности миогеосинклинальных зон, хотя масштаб и интенсивность этих деформаций различны. Видимо это сходство позволило Г.П. Леонову рассматривать рифтогенез лишь как одну из форм раздробления земной коры, родственную процессу развития геосинклиналей.

Типичным примером глубинных надвигов обычно считаются только зоны Беньофа. Они трассируются по распределению очагов землетрясений и трактуются сторонниками тектоники плит как зоны поддвига. Однако, многие сильные землетрясения в этих зонах обусловлены взбросовыми подвижками по крутим разрывам, не соответствующим модели субдукции. В последнее время наметилась тенденция в пользу признания надвиговой, а не поддвиговой природы этих зон на восточной периферии Азии. К шовным зонам глубинных надвигов, проникающих в мантию, обычно относятся глубоководные желоба, островные дуги и прилегающие к ним части окраинных морей.
Среди шовных зон, связанных с первичными сбросовыми и взбросовыми смещениями, намечено три главных типа: шовно-блоковый, флексурно-разрывный и шовно-депрессионный (рис. 2.20). Для всех них прослежены единообразные стадии развития. Главными элементами всех типов шовных зон могут считаться шовные впадины (шовные грабены или грабен-синклинали), краевые разрывные швы, обычно представленные региональными разрывами и сопровождающиеся оперяющими разрывами, а также краевые поднятия. У флексурно-разрывных зон такие швы и поднятия расположены по одному борту впадины (грабен-синклинали), а у шовно-депрессионых зон — по обе стороны впадины (грабена). У шовно-блоковых зон имеются также осевые поднятия, обрамленные впадинами и расположенными далее краевыми поднятиями.

Шовно-депрессионые зоны орогенов делятся некоторыми авторами на два подтипа — рифтовый и рамповый, — обусловленных неодинаковым характером текгодинамической обстановки, в которой они формировались. В условиях преобладающего сильного поперечного сжатая осевая впадина обрамляется взбросами и надвигами, а в условиях слабого сжатия или преобладающего растяжения — сбросами.
Как показывают детальные геофизические исследования, большинство глубинных разломов на континентах наклонены в соответствии о общими текгодинамическими обстановками. Так, В.Б. Соллогуб на примере юга Европы показал, что для рифтов и авлакогенов характерны наклонные сбросы, сближающиеся на глубине, а для геосинклиналей — рамповый тип со сближением сместителей к земной поверхности. Наименьшие углы наклона характерны, по-видимому, для альпийских глубинных разломов Средиземноморского складчатого пояса.
Крупные коровые землетрясения, связанные с шовными зонами, могут занимать в них различное структурное положение. Значительная часть очагов связана с краевыми региональными разрывными швами, некоторые тяготеют к разрывам оперения этих швов особенно в пределах краевых поднятий шовно-депрессионных зон, но плейстосейстовые области катастрофических землетрясений целиком перекрывают отдельные отрезки шовных зон. Естественно, что тип разрывных смещений в этих вариантах структурного положения очагов может быть неодинаков. Следовательно, возможны различия в механизме очагов землетрясений, обусловленных данными смещениями.
Важно подчеркнуть, что представления о распределении сейсмичности вдоль глубинных разломов неоднозначны. Авторы, придерживающиеся сейсмотектонического метода, предполагают ожидаемые сильные землетрясения в окнах между предшествующими. Сторонники метода сейсмоактивных узлов, напротив, отмечают четко проявляющуюся в ряде орогенов связь сильных землетрясений с пересечениями глубинных разломов между собой или с поперечными поднятиями. Не исключено, что в разных регионах сейсмичность в шовных зовах распределяется неодинаково.
Сложным и слабо изученным является вопрос о распространении разломов на глубину и строении их глубинных частей. В последнее время ширятся геофизические материалы об отличии приповерхностного и глубинного структурных планов. В ряде регионов (Крым, Северо-Западный Кавказ, юг Русской платформы и др.) дислокации в верхней мантии и основании земной коры поперечны к приповерхностным структурам. Это обстоятельство считается подтверждением затухания многих разломов внутри земной коры, существования не выходящих на земную поверхность (“слепых”) глубинных разломов иного простирания, чем приповерхностные. Оно же привлекается для объяснения распределения наложенных приповерхностных поперечных структур и поперечной ориентировки плейстосейстовых областей ряда глубоких землетрясений. Данные материалы нашли отражение в представлении о тектонической расслоенности литосферы, которая трактуется как чередование литопластин и астенослоев. Относительное смещение литопластин и их дисгармоничная дислоцированность представляются следствием течения горных масс в астенослоях. С литопластинами связывается формирование разрывных структур и очагов землетрясений, т.е. сейсмоактивные слои.
Однако на самом деле соотношения глубинных разломов со слоями литосферы могут быть более сложными. Об этом свидетельствует общеизвестный факт существования сейсмоактивных слоев в зонах Беньофа, т.е. зоны возникновения землетрясений поперечны к субдуцируюгцей пластине или к глубинному разлому. В Байкальской рифтовой зоне также фиксируются сейсмоактивные слои, подкоровый и внутрикоровый волноводы (астенослои). По сейсмологическим материалам, здесь среди глубинных разломов выделяются как пересекающие внутрикоровый волновод, расположенный на глубинах 10-17 км, так и прерывающиеся им (рис. 2.21). Связанные с разломами очаги сильных землетрясений расположены ваше и ниже данного волновода, но часто тяготеют к его кровле и подошве, т.е. к границам изменения физико-химических свойств горных пород. В то же время около 50% очагов слабых (К=7-8) землетрясений распложено в интервале глубин, близком к волноводу (15-22 км). Но статистический максимум слабых землетрясений в Байкальской рифтовой зоне приходится на глубины 15 км. Следовательно, здесь по концентрации слабых землетрясений нельзя прогнозировать размещение сильных, рост энергии которых сопровождается увеличением глубины их очагов. Качественный анализ термобарических характеристик земной коры данной области позволяет предполагать, что оптимальные условия для возникновения разрушительных (М=7,5-8,0) землетрясений существуют здесь на глубинах 20-30 км, где горные породы могут оказать наибольшее сопротивление разрушению, т.е. вероятны максимальные тектонические напряжения.

Таким образом, горизонтальная расслоенность литосферы характерна для глубинных как блоковых, так и разрывных структур и сама по себе не противоречит глубокому проникновению разломов, выраженных на поверхности шовными зонами. Но она позволяет предполагать существенно различное строение зон глубинных разломов в разных слоях литосферы. Так, С.Н. Шерман на основе существующих представлений о вертикальной зональности дислокационного метаморфизма предложил вариант распространения разных типов пород (тектонитов) в зонах генеральных (глубинных) разломов. Формирование глубинных разломов, по-видимому, не может трактоваться только с позиций хрупкого разрушения. По мнению ряда исследователей, в их зонах большую роль играет квазипластическое, пластическое и вязкое течение вещества. При этом нижней границей проникновения разлома следует считать глубину не только хрупкого разрушения, но и течения вещества в его зоне, а также глубину, с которой в эту зону внедряются магматические образования. Полагая, что концы разрывов являются концентраторами тектонических напряжений, С.И. Шерман и Р.М. Лобацкая фиксируют нижнюю границу проникновения разломов по глубине скопления связанных с этими разломами гипоцентров землетрясений. Однако это скорее относится к слабым землетрясениям и к разрывам, которые проникают только до верхнего волновода. Такие разрывы могут быть и локальными длиной всего - 15-20 км, т.к. согласно экспериментальным наблюдениям и статистическим соотношениям глубина проникновения таких разрывов примерно равна их горизонтальной протяженности. Для более крупных локальных разрывов протяженностью до 75 км допускается возможность проникновения до глубин 25-40 км. На этом основании некоторые исследователи предполагают меньшую дизъюнктивную нарушенность нижних частей земной коры. Тем не менее, в ряде орогенов юга Евразии (Тянь-Шань, Памир, Гималаи и др.) максимальная плотность очагов землетрясений (сейсмогенных дислокаций) приходится на глубины около 30-40 км. Но в Байкальской рифтовой области, как и высокоактивном орогене Северного Тянь-Шаня большинство землетрясений происходит в верхах земной коры, а максимальное количество сейсмической энергии за счет сильных землетрясений выделяется в средней и нижней ее частях. С этим фактом согласуются представления о том, что наиболее крупные разрывные нарушения активизируются на глубинах, где возникают очаги сильных землетрясений.
В целом можно заключить, что в настоящее время выделено много разновидностей шовных зон, отвечающих глубинным разломам разных типов.