5.4. Активный и пассивный рифтогенез

Обсуждаются два главных способа заложения и раскрытия рифтовых зон. Концепция активного рифтогенеза исходит из традиционного представления о первичности зародившегося на глубине восходящего тока астеносферного вещества, который подымает и раздвигает литосферу, что и выражается континентальным и океанским рифтогенезом. Локализация рифтовой зоны предопределена в этом случае местом подъема мантийных течений, возбуждающих рифтогенез.

Противоположная концепция пассивного рифтогенеза принимает в качестве первопричины боковое воздействие внешних сил на литосферную плиту, способную передать напряжения на большие расстояния. Согласно Д. Таркотту и Э. Оксбургу (1973), рифтогенез начнется, если обусловленные, внешними силами горизонтальные растягивающие напряжения будут достаточно высоки, чтобы произошло растяжение и уменьшение мощности литосферы в какой-то благоприятно ориентированной ослабленной зоне. Соответствующее снижение давления может вызвать частичное плавление и снижение вязкости астеносферного вещества, вовлечение его в адвективное, а затем и конвективное перемещение, которому будут способствовать латеральные температурные градиенты. В результате под линейной зоной растяжения формируется характерный для рифтовых зон глубинный механизм, поддерживающий дальнейшее разрастание рифта и питающий его магматизм. Таким образом, при пассивном рифтогенезе локализация рифтовой зоны предопределяется механической неоднородностью литосферной плиты, размещением зон, способных воспринять наведенные извне тектонические напряжения.

Поскольку при таком заложении рифтовая зона трассируется избирательно, по ослабленным зонам, то нередко раскол проходит через горячие точки как участки, прогретые мантийной струей. Согласно К. Сейферту (1987), так намечались рифтовые границы при распаде Пангеи. В дальнейшем они в одних случаях смещались относительно мантийной струи (в неогене горячая точка Тристан-да-Кунья оказалась в стороне от Срединно-Атлантического хребта), в других, как, например, в Исландии, все еще совмещаются с горячей точкой.

Пассивное заложение и развитие наиболее вероятно для большинства рифтовых зон, входящих в глобальную систему. Одно из свидетельств — наследование древних структур континентальной коры. Так, Восточно-Африканские рифты образовались по докембрийскому зеленокаменному поясу, где возможность растяжения коры, как показал А. В. Разваляев, была подготовлена многократным прогревом проницаемой зоны и магмообразованием. Раскол Северной Атлантики прошел по сутурам палеозойского складчатого пояса.

Можно полагать, что именно пассивный механизм рифтогенеза обеспечивает перестройку систем спрединга при их приспособлении к изменяющейся геометрии активных окраин согласно «правилу ортогональности субдукции». Ярким примером служит рассмотренный Г. Менардом распад единой плиты Фаральон в позднем кайнозое, когда новые оси спрединга заложились в ориентировке, обеспечивающей ортогональную субдукцию более мелких плит Наска, Кокос, Ривера, Хуан-де-Фука (см. рис. 6.20).

С концепцией пассивного рифтогонеза лучше согласуется и наблюдаемая миграция срединно-океанских хребтов, размеры которой находятся в полном соответствии со скоростью спрединга. Так происходит центробежное перемещение Срединно-Атлантической, Африкано-Антарктической, Юго-Западной Индоокеанской, Аравийско-Индийской и Красноморской осей спрединга относительно Африканской плиты, которую они окружают и наращивают (см. рис. 5.1). В целом распад Пангеи включает в себя центробежную миграцию не только все более дробных литосферных плит, но и разделяющих их осей спрединга (см. рис. 10.10).

Пассивный механизм вероятен и при образовании обособленных от глобальной системы рифтов, приуроченных к месту зигзагообразного излома или изгиба активных сдвигов, где происходит локальное растяжение (англ., pull-apart). Примером такого континентального рифта служит Байкальский на левостороннем сдвиге северо-восточного простирания, входящем в коллизионный структурный парагенез юго-восточной Евразии (см. рис. 14.2). К изгибу левостороннего Леваитинского сдвига приурочен рифт Мертвого моря, под которым уже образовалась астеносферная линза мощностью 5—8 км. В подобной структурной ситуации раскрываются и океанские рифты. В их числе детально исследованный поперечный трог Кайман длиной всего лишь 110 км на изломе левостороннего сдвига, который следует между Северо-Американской и Карибской плитами вдоль Кайманова желоба и зоны Полочик-Матагуа в Гватемале (см. рис. 6.20).

Активный способ заложения рифтовых зон имеет, по-видимому, подчиненное значение. Такие условия вероятны над зонами субдукции. Как полагают, термальное и механическое влияние субдуцирующей плиты формирует над ней конвективную систему, которая, в свою очередь, воздействует на литосферу висячего крыла, определяя место и время заложения задуговых рифтов (см. рис. 6.4).