跳转到内容

转换断层

本页使用了标题或全文手工转换
维基百科，自由的百科全书
活动转形断层（红线），其两端延长线为不活动转换断层

转换断层（英语：Transform boundaries ），又称为转形断层或错动型板块边界，是一系列沿著张裂型板块边界平行排列、把中洋脊走向切割为不同块段的一种大规模水平位移断层。转型断层形成的断裂带通常长达数千公里，宽约100到200公里，在海底表现为线形陡崖，两侧地形高度差可达两千公尺以上或更多。转型断层造成的板块水平位移量，如果以磁力探勘的结果和两侧的中洋脊轴比较，多者可以达到数百公里。[1]

转形断层命名的原因是来自于其可以“转换”两个板块间运动方式的特质。板块间的相对运动，遇到转形断层之后，就有机会转变成另一种型式的相对运动。例如，一个转形断层可以使原本远离两段中洋脊的板块张裂，转换为拉近两段中洋脊的对向运动。[2] but the physical mechanisms controlling spontaneous nucleation and growth (1, 4) of transform faults remain ambiguous.

历史

参见：莫里－范恩－马修斯假说（英语：Vine–Matthews–Morley hypothesis）
中洋脊两侧的磁带，以不同深度褐色的条带表示同一个年代生成的岩石

地球上的磁场的强度会随著时间变化，产生的区域性变化称为地磁异常，地磁异常会纪录该地区岩石在形成时的地磁方向[3]。1950年代开始，一些例如加州大学洛杉矶分校的海洋学教授瓦基耶（英语：Victor Vacquier）等的科学家们开始利用二战时期遗留下来的磁强计，对这些地磁异常做定量的观测。之后，随著1950年代全球地磁异常分布调查范围覆盖的逐渐完备，科学家发现中洋脊两侧会出现条状、类似斑马纹路的平行磁带（英语：Magnetic Stripe，又译为磁条带[1]）。这些磁带后来被认为是海底扩张的结果：中洋脊会往两侧产生新的地壳、新的岩石，这些陆续产生的岩石会分别记录下产生当时地磁当下的方向[4][5]。

不过，这些磁带的平行排列部分延续并不长。许多科学家迅速注意到，每隔一段距离，同一条磁带就会出现断裂，发生前后两段磁带错位约数百公里的事件；与此同时，中洋脊也发生的类似的位移情况。最初，这种情况被归咎于“某种规模较大的平移断层”的作用，认为转形断层周遭磁带的错位是后期的错段平移之结果[1]。

1965年，加拿大地质学家威尔逊在著名论文《一种新的断层分类与其对大陆漂移的影响》（英语：A new class of faults and their bearing on continental drift）中提出说法，认为造成磁带错位的是一种命名为“转形断层”的新品种断层，不是平移断层[6]：磁带的错开是因为生成时就母中洋脊受转形断层影响的关系，不是后天造成[1]。

威尔逊从李德（英语：Harry Fielding Reid）的断层弹性回跳理论出发，他发现中洋脊附近断层的行为并不符合其理论中关于物体错位和其他地质标记（英语：Geological Marker）位移的典型模式，而此二者都是地质学中“平移”一概念的来源[6][7][8]。威尔逊发现，不同于平移断层，这些新种断层会在传统断层结构中、位移地质标记（英语：Offset Geological Marker）标记的出现处出现相反方向的平移。还有，相对于平移断层会一次移动同一磐上所有物质的特性，转形断层并不会移动二中洋脊，也不会增加二中洋脊之间的距离──这一点获得了既有地震震源位置观测结果的支持[6]。

1967年，美国哥伦比亚大学教授赛克斯以中洋脊周遭震源机制解的分析结果验证了转形断层的假说。机制解显示在大西洋中洋脊的地震中，的确出现了如转形断层理论预料的错动情况，而且此些错动情况与传统平移断层理论所会预测的平移方向相反[9]。

转形断层与平移断层

参见：海底扩张学说

转形断层和平移断层最大的差异在于版块移动的位置、方式及动力来源。转形断层与平移断层在板块错动位置上的差异在于断层线外侧，板块移动的方向是否和内侧一致。平移断层的错动是沿著整条断裂线发生的，两侧的两段中洋脊之间的距离将随时间逐渐加大；如果由平移断层引起地震，则整个岩层破裂面都会发生地震。但是，对于转形断层而言，虽然中洋脊两侧海底不断扩张，断层两侧中洋脊之间的距离并不会加大。错动与频繁的地震活动只会发生于本条目首图中由于扩张方向相反而产生错动，以红色线段标示的转形断层段。在红线以外的地方，因为海底的扩张方向相同，因此仅有裂痕而无错动，且甚少发生地震，恰好与平移断层所造成的影响相反。[1][10]

转型断层与平移断层在板块移动方式上的差异在于位移的大小是否会和位于断层线的位置有关系。一般平移断层的位移，向著两端是逐渐减弱、慢慢消失的。而转形断层向两端并不存在减弱的现象，而是在两个端点戛然终止，转换为另一形式的运动（通常是中洋脊的局部拉张作用）。[1][10]

在动力来源方面，转形断层和平移断层也有所差异。平移断层，和逆断层、正断层等其他种断层相仿，位移的动力来自于岩石的应力。然而转形断层不同，转形断层的动力来自于板块之间的张裂运动。因此，影响转形断层移动速率的因子主要来自于该地区板块活动的激烈性。[2]

除此之外，中洋脊的分段长度与与转形断层的张裂速度之间会有一定比例大小关系，佐证转型断层的特征应与中洋脊的张裂性质有关。[11]

转形断层的分类方式

威尔逊认为，转形断层的两端必须是其他断层或是板块边界。根据这个要求，转形断层能在长度上呈现各种状况，例如成长、缩短或甚至维持长度不动。转形断层长度的改变方向是根据其连结到的断层或是板块边界结构而定的，威尔逊在论文中提出了六个种类的转形断层[6]：

长度增加型
发生在在连接到张裂型板块边缘和俯冲带的转形断层；或是两端都连接到俯冲带的转形断层。这种转形断层的的长度会随时间增加[6]。

Spreading to upper NEW Upper to upper

长度维持型
通常一个转形断层若不是长度增加型，就是长度维持型。长度维持型转形断层的稳定性由许多原因造成。 以脊到脊断层来说，长度的恒定性是由两个中洋脊的海底扩张与转形断层作用抵销所引起的。第二种长度维持型的可能发生在中洋脊连接到俯冲板块时，中洋脊产生的新地壳与被俯冲带吞没的地壳相互抵销。第三种长度维持型发生在当两个隐没方向相同的俯冲带被连接在一起时，两断层一起平行移动，不创建新的地壳。[12]

Spreading centers constant Upper to down NEW

长度缩短型
长度缩短型的转形断层相当少见。他会发生在当两个下行俯冲板通过变换断层连接时会发生这种情况。 随著板块被俯冲，变换断层的长度将减小，直到变换断层完全消失，只留下两个俯冲区域朝向相反的方向。These occur when two descending subduction plates are linked by a transform fault. In time as the plates are subducted, the transform fault will decrease in length until the transform fault disappears completely, leaving only two subduction zones facing in opposite directions.[12]

Down to down NEW Spreading to Down NEW


转形断层的外观

转形断层的完整构造切穿整个岩石圈，所形成的地形景观甚为巨大。沿洋底转形断层所发育的槽谷及崖壁，有的高度差可达2000公尺以上。如果以传统对海洋地壳的分层来看，转形断层的破裂面通常可以完整切穿深海沉积物层以及中部的玄武岩质层，在某些出露，甚至可以观察到下层辉绿岩的标本；可以说，转形断层可以提供典型且相当完整的海洋地壳剖面。一个典型转形断层的崖壁，如果以拖采进行观察，由上而下通常可以依序观察到这几种岩层的分布：

  1. 拉斑玄武岩
  2. 辉绿岩
  3. 辉长岩
  4. 蛇纹石化的橄榄岩
  5. 绿片岩和角闪岩相变质岩

转形断层通常伴有强烈的动力变质作用。拖采得的标本经常观察到被角砾岩化、糜棱岩化或片理化的痕迹，有些岩石还会出现微型褶皱。可见，转形断层是一种重要的变质带与构造形变地带。由于剪切作用与变质作用，转形断层有机会使岩石的磁性丧失，故沿著转形断层常常可以发现缺失中洋脊磁异常的区域，这些无磁地区通常位于断层面向两边延伸10到30公里左右。除此之外，某些转形断层地带的地壳明显较薄，厚仅约2到4公里。[1]

形成机制

分布在全世界各大洋的中洋脊无一例外地都被转型断层所切断[13]。以科学家目前对转形断层的理解来说，我们已知转形断层的型态及稳定度会受到许多物理条件的影响，例如张裂速率[14][15][16]、热应力与拉伸应力[17][18]，和既有地质条件[19]。但是究竟是什么原因造成他们的形成与成长仍然是不知道的[14][20]。http://science.sciencemag.org/content/sci/329/5995/1047.full.pdf對於轉形斷層形成原因的解釋，早期的科學家認為轉形斷層是來自地方的舊有斷層構造所導致。但是許多觀測結果卻又與這個假設相矛盾，s. It is, therefore, commonly viewed that transform faults develop in regions adjacent to offset ridge segments and that these offsets remain constant through time [e.g., (1–3)]. However, four lines of evidence from both analog models and nature contradict this common view (4, 10), namely: (i) single straight ridges can develop into an orthogonal pattern (1, 11–13), (ii) zero offset fracture zones exist (5, 14), (iii) there is a relation between ridge segment length and spreading rate (15), and (iv) transform faults are not inherited from transverse rift structures and nucleate while or after spreading starts (10).例如中洋脊的分段長度與張裂速度之間會有一定比例大小關係，顯示轉型斷層的特徵應該與中洋脊的張裂性質有關，而非單純受到曾經存在的斷層構造所控制。[13]

但是对于转型断层的形成机制，迄今仍是一个未解的谜团。根据最新的三维数值模拟结果显示，其实转型断层的形成只是单纯地来自中洋脊张裂时所造成的动态不稳定性所导致。更详细的分类则来源于不同的板块张裂速度及岩相学的特征差异。[13]

目前通行的学说来自于2010年，苏黎世联邦理工学院塔拉斯·戈亚（英语：Taras Gerya）教授利用电脑模拟提出的解释。他认为，转形断层可能是中洋脊在扩张时于发生动态不稳定、出现旋转与拉伸下渐渐弯曲而产生的[11][21]。他在模型中模拟了张裂速度从每年1.9公分（慢速张裂）到7.6公分（中等速度张裂）不等的情况，结合其他模型参数，可以清楚地得到笔直洋脊、弯曲洋脊、滑脱断层、与洋脊垂直或斜交的转型断层等各种结果。其中与洋脊垂直的转型断层，是最常出现在各种模拟条件下的结果。[13]

从最简单的直线状中洋脊数值模拟演化过程来看，在中洋脊开始张裂后的一百万年左右，虽然部分地区仍会维持两侧对称的板块增生，存在共轭断层的构造。但是受到张裂环境下的动态不稳定情况，会造成部分地区开始出现不对称的板块增生，形成滑脱断层，并导致洋脊开始弯曲，不同位置的洋脊也开始产生相对移动。于是在各自往不同方向前进的洋脊之间，便形成了转型断层。[13]

戈亚根据不同的板块（岩石圈）与软流圈之间黏滞性差异对比进行模拟，结果发现两者间黏滞性差异越大的时候，较容易形成与洋脊垂直的转型断层。相对的，若是板块与软流圈的黏滞性差异越小，则洋脊与转型断层则会呈现斜交的角度。除此之外，张裂速度、板块的岩相学特征、以及岩石的热传导性质，也都会影响到板块的温度结构、板块增生的对称性、乃至于最后转型断层的形成。[13]

在这个数值模拟的结果中，出现许多与现今地表上中洋脊及转型断层型态类似的模拟结果，甚至还包括中洋脊演化的时间尺度也都相当吻合。但是在数值模拟中所使用的参数，与现实的地球环境是否相似甚至一致，则未在本篇文章中有深入的讨论，看来是有待未来进一步求证了。[13]

案例

参考文献

  1. ^ 1.0 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 赵, 颖弘 (编). 海洋底構造導論. 武汉: 中国地质大学出版社. 2008: 47. ISBN 9787562522584. 
  2. ^ 2.0 2.1 轉形斷層 (Transform Fault). 台湾大学地质科学典藏数位化计画. [2018-12-05]. 
  3. ^ 地磁異常和磁極的倒轉. 台湾大学地质科学典藏数位化计画. [2019-02-11]. 
  4. ^ Mason, Ronald G.; Raff, Arthur D. Magnetic survey off the west coast of the United States between 32°N latitude and 42°N latitude. Bulletin of the Geological Society of America. 1961, 72 (8): 1259–66. Bibcode:1961GSAB...72.1259M. ISSN 0016-7606. doi:10.1130/0016-7606(1961)72[1259:MSOTWC]2.0.CO;2. 
  5. ^ Raff, Arthur D.; Mason, Roland G. Magnetic survey off the west coast of the United States between 40°N latitude and 52°N latitude. Bulletin of the Geological Society of America. 1961, 72 (8): 1267–70. Bibcode:1961GSAB...72.1267R. ISSN 0016-7606. doi:10.1130/0016-7606(1961)72[1267:MSOTWC]2.0.CO;2. 
  6. ^ 6.0 6.1 6.2 6.3 6.4 Wilson, J.T. A new class of faults and their bearing on continental drift. Nature. 1965-07-24, 207 (4995): 343–347. Bibcode:1965Natur.207..343W. doi:10.1038/207343a0. 
  7. ^ Reid, H.F., (1910). The Mechanics of the Earthquake. in The California Earthquake of April 18, 1906, Report of the State Earthquake Investigation Commission, Carnegie Institution of Washington, Washington D.C.
  8. ^ CTI Reviews. Physical Universe 12. Rillito, AZ: Cram101 Textbook Reviews. 2016. ISBN 9781619061057. 
  9. ^ Sykes, L.R. (1967). Mechanism of earthquakes and nature of faulting on the mid-oceanic ridges, Journal of Geophysical Research, 72, 5–27.
  10. ^ 10.0 10.1 板塊運動構造學說. 北一女中地科站. [2018-12-05]. 
  11. ^ 11.0 11.1 周汉强. 地球科學：切斷中洋脊的裂痕—轉型斷層之謎. web.archive.org. Sciscape 科景. 2010-11-30 [2018-12-05]. 
  12. ^ 12.0 12.1 引用错误：没有为名为Wilson2的参考文献提供内容
  13. ^ 13.0 13.1 13.2 13.3 13.4 13.5 13.6 Chou, Han-Chiang. 切斷中洋脊的裂痕—轉型斷層之謎. 2010-08-31 [2019-02-28] （中文（台湾））. 
  14. ^ 14.0 14.1 Oldenburg, D. W.; Brune, J. N. Ridge Transform Fault Spreading Pattern in Freezing Wax. Science. 1972-10-20, 178 (4058): 301–304. ISSN 0036-8075. doi:10.1126/science.178.4058.301. 
  15. ^ Dick, Henry J. B.; Lin, Jian; Schouten, Hans. An ultraslow-spreading class of ocean ridge. Nature. 2003-11-27, 426 (6965): 405–412. ISSN 0028-0836. doi:10.1038/nature02128. 
  16. ^ Small, Christopher. Global Systematics of Mid‐Ocean Ridge Morphology. Roger Buck, W.; Delaney, Paul T.; Karson, Jeffrey A.; Lagabrielle, Yves (编). Faulting and Magmatism at Mid‐Ocean Ridges. Geophysical Monograph Series. Washington, D. C.: American Geophysical Union. 1998-01-01: 1–25. ISBN 9781118664506. doi:10.1029/gm106.  |year=与|date=不匹配 (帮助)
  17. ^ Hieronymus, Christoph F. Control on seafloor spreading geometries by stress- and strain-induced lithospheric weakening. Earth and Planetary Science Letters. 2004, 222 (1): 177-189. doi:10.1016/j.epsl.2004.02.022. 
  18. ^ Choi, Eun-seo; Lavier, Luc; Gurnis, Michael. Thermomechanics of mid-ocean ridge segmentation. Physics of the Earth and Planetary Interiors. 2008-12, 171 (1-4): 374–386. doi:10.1016/j.pepi.2008.08.010. 
  19. ^ Tentler, Tatiana; Acocella, Valerio. How does the initial configuration of oceanic ridge segments affect their interaction? Insights from analogue models. Journal of Geophysical Research. 2010-01-12, 115 (B1). ISSN 0148-0227. doi:10.1029/2008JB006269. 
  20. ^ Sandwell, David T. Thermal stress and the spacings of transform faults. Journal of Geophysical Research. 1986, 91 (B6): 6405. ISSN 0148-0227. doi:10.1029/JB091iB06p06405. 
  21. ^ Gerya, T. Dynamical Instability Produces Transform Faults at Mid-Ocean Ridges. Science. 2010, 329 (5995): 1047–1050. Bibcode:2010Sci...329.1047G. PMID 20798313. doi:10.1126/science.1191349. 
检索自“https://zh.wikipedia.org/w/index.php?title=User:Roughly_the_same/沙盒2&oldid=54498628”