Изучение современного напряженного состояния земной коры и литосферы

В последние годы справедливо придается большое значение изучению современного напряженного состояния земной коры и всей литосферы, и соответствующие исследования ведутся в международном масштабе. Существует три основных метода опреде­ления знака и ориентировки напряжений в земной коре (литосфе­ре): 1) метод определения характера смещений в очагах земле­трясений (сейсмофокальный механизм); 2) изучение ориентиров­ки и знака перемещений по геологическим индикаторам — сколовым трещинам, штрихам и бороздам на зеркалах скольжения и др.; 3) изучение напряженного состояния пород в буровых сква­жинах и горных выработках (штольнях, шахтах).

Для определения фокальных механизмов землетрясений необ­ходимо иметь данные регистрации соответствующего землетрясе­ния на нескольких сейсмостанциях, находящихся на разных ази­мутальных направлениях от эпицентра землетрясения. На сейсмо­граммах, записанных на этих станциях, следует обратить внима­ние на знак первых вступлений продольных волн. Если первое ко­лебание направлено вверх, это означает, что первой пришла вол­на сжатия, если вниз — волна разрежения (растяжения). Далее необходимо нанести полученные данные на стереограмму, центром которой является эпицентр землетрясения.

Следующая группа методов основана па использовании чисто геологических индикаторов. Эта группа включает три метода (Л. А. Сим). Один из них — анализ ориентировки сопряженных сколовых трещин — был предложен М. В. Гзовским. Условиями: получения правильных результатов при применении этого метода являются наличие следов перемещений по трещинам и использо­вание лишь одновозрастных систем. При соблюдении этих усло­вий положение осп сжатия определяется по биссектрисе острого угла между сколовыми трещинами, оси растяжения — по биссект­рисе тупого угла, а промежуточной оси -- по линии пересечения трещин.

Другой метод, называемый кинематическим, заключается в ис­пользовании в качестве индикатора вектора перемещений штрихов и борозд па зеркалах скольжения в горных породах. Метод наи­более полно разработан и России О. П. Гущенко, а за рубе­жом — французским геологом Ж Анжелье. В этом методе изуча­ются штрихи и борозды, наблюдаемые па зеркалах скольжения, образующихся при сдвиговых смещениях, ориентированных, как правило, вдоль вектора касательных напряжений. Некоторую трудность вызывает, однако, однозначное определение направле­ния перемещения по плоскости сместителя (сброс или взброс, пра­вый или левый сдвиг и т. п.); для решения этой альтернативы не­обходимо привлечение других геологических данных. В связи с этим предпочтение следует отдавать изучению смещений по ре­гиональным разрывам, по которым имеется наиболее полная гео­логическая информация (данные картирования).

Третий метод — структурно-парагенетический, или комплекс­ный. Он использует две категории индикаторов тектонических на­пряжений: 1) минерализованные жилы, дайки магматических по­род; 2) плоскости рассланцевания, кливажа, сколовые трещины, стилолитовые швы. Условиями правильного применения метода являются одновозрастность изучаемых индикаторов и принадлеж­ность их к структурным ансамблям одного ранга.

Индикаторы первой категории позволяют, по данным Л. А. Сим, уверенно находить положение осп растяжения и менее уверенно — оси сжатия. Индикаторы второй категории, напротив, дают возможность более точно определять ось сжатия, чем ось растяжения. Метод был успешно применен Л. М. Расцветаевым, Л. А. Сим и др. Иллюстрацией итогов подобных исследований в сочетании с применением кинематического метода могут служить построения Л. А. Сим для европейского севера России и приле­гающих зарубежных территорий (рис 4.5). Наиболее интересный и важный результат заключается в том, что этот обширный реги­он, принадлежащий одной литосферной плите — Евразийской, по характеру полей напряжения разделяется на несколько блоков — субплит: Балтийский щит с ориентировкой напряжений, связанной с раздвижением Северо-Атлантического хребта, Русскую и Тимано-Печорскую плиты — с раздвижением хребта Гаккеля в Аркти­ческом океане; в обеих субплитах преобладают сдвиговые переме­щения, а в Уральском возрожденном орогене — взбросовые, с осью сжатия, ориентированной вкрест его простирания.

Изучение напряженного состояния земной коры в скважинах основано на наблюдениях как естественных деформаций ствола скважины, так и искусственно вызванных деформаций пород сла­гающих этот ствол. В первом случае с помощью либо магнитно-ориентированного специального «четырехрукого» прибора, либо акустического телевизионного устройства устанавливается иска­жение поперечного сечения ствола скважины или сдвиговое нару­шение этого ствола, и по ним определяется ориентировка оси мак­симального сжимающего напряжения. В другом случае произво­дится закупорка участка ствола скважины и с помощью закачки воды в нем повышается давление до тех пор, пока не происходит «гидроразрыв» и образуются трещины, ориентированные вдоль минимального сжимающего напряжения. Эти трещины иногда яв­ляются возобновлением ранее существовавших в породах вокруг ствола скважины. Обе эти методики в настоящее время широко применяются в разных странах.

Для изучения напряженного состояния пород в горных выра­ботках используются трехмерные измерения в образцах этих по­род, изолированных от окружающего их объема. В России такие исследования проводились на Кольском полуострове и на Урале, проводились они и в Киргизии.

12. РИФТОГЕНЕЗ

Современная тектоническая активность распределена крайне неравномерно и сосредоточена главным образом на границах литосферных плит. Двум главным видам этих границ соответствуют и главные геодинамические обстановки. На дивер­гентных границах развивается рифтогенез, которому посвящена настоящая глава, здесь же мы рассмотрим активность трансформных границ, поскольку они связаны в первую очередь с рифтовыми зонами океанов. Конвергентное взаимодействие литосферных плит выражается субдукцией, абдукцией и коллизией.

Термином рифтовая долина (англ. rift — расщелина) Дж. Гре­гори в конце прошлого века обозначил ограниченные сбросами грабены Восточной Африки, образующиеся в условиях растяже­ния. Впоследствии Б. Уиллис противопоставил их рампам — праграбенам, зажатым между встречными взбросами. Понятие, имевшее вначале главным образом структурное содержание, в дальнейшем, особенно в последние десятилетия, обогащалось представлениями о геологических условиях и вероятных глубинных механизмах фор­мирования этих линейных зон растяжения, о характерных магма­тических и осадочных образованиях и, таким образом, наполня­лось генетическим содержанием. Складывалось современное понимание рифтогенеза, которое четверть века назад вошло в кон­цепцию тектоники плит как один из важнейших ее элементов. При этом оказалось, что большинство рифтовых зон (в новом, ши­роком их понимании) находится в океанах, однако там рифты как структуры, контролируемые сбросами, имеют подчиненное значе­ние, а главным способом реализации растягивающих напряжений служит раздвиг.

5Л. Глобальная система рифтовых зон

Большинство современных рифтовых зон связаны между собой, образуя глобальную систему, протянувшуюся через континенты и океаны. Осознание единства этой системы, охватившей весь земной шар, побудило исследователей искать планетарные по своему масштабу механизмы тектогенеза и способствовало рождению «новой глобальной тектоники», как в конце 60-х годов назы­вали концепцию тектоники литосферных плит.

В системе рифтовых зон Земли большая ее часть (около 60 тыс. км) находится в океанах, где выражена срединно-океанскими хребтами. Эти хребты продолжают один другой, а в нескольких местах связаны между собой «тройными сочленениями»: на соединениях Западно-Чилий­ского и Галапагосского хребтов с Восточно-Тихоокеанским, на юге Атлантического океана и в центральной части Индийского. Пересекая границу с пассивными континентальными окраинами, океанские рифты продолжаются континентальными. Такой пере­ход прослежен к югу от тройного сочленения Аденского и Красно-морского океанских рифтов с рифтом долины Афар: вдоль нее с севера на юг океанская кора выклинивается и начинается конти­нентальная Восточно-Африканская зона. В Арктическом бассейне океанский хребет Гаккеля продолжается континентальными риф­тами на шельфе моря Лаптевых, а затем сложной палеотектонической зоной, включающей Момский рифт.

Там, где срединно-океанские хребты подходят к активной кон­тинентальной окраине, они могут поглощаться в зоне субдукции. Так, у Андской окраины заканчиваются Галапагосский и Западно-Чилийский хребты. Другие соотношения демонстрирует Восточно-Тихоокеанское поднятие, над продолжением которого па надвину­той Северо-Американской плите образовался континентальный рифт Рио-Гранде. Подобным образом океанские структуры Кали­форнийского залива (представляющие собой, по-видимому, ответ­вление главной шрифтовой зоны) продолжаются континентальной системой Бассейнов и Хребтов.

Отмирание рифтовых зон по простиранию носит характер по­степенного затухания .или бывает приурочено к трансформному разлому, как, например, па окончании хребтов Хуан-де-Фука и Америка но-Антарктического. Для Красноморского рифта оконча­нием служит Левантийский сдвиг.

Охватывая почти всю планету, система рифтовых зон кайно­зоя обнаруживает геометрическую правильность и определенным образом ориентирована относительно оси вращения геоида. Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг Южного полюса па широтах 40—60° и отходят от этого кольца меридионально с интервалом около 90° тремя затухающими к се­веру поясами: Восточно-Тихоокеанским, Атлантическим и Индоокеанским. Как показали Е. Е. Милановский и А. М. Никишин (1988), может быть, с некоторой условностью намечен на соответ­ствующем месте и четвертый, Западно-Тихоокеанский, пояс, ко­торый прослеживается как совокупность задуговых проявлений рифтогенеза. Нормальное развитие рифтового пояса здесь было подавлено интенсивным западным смещением и субдукцией Тихо­океанской плиты.

Закономерна и ориентировка векторов растяжения в рифтовых зонах, преобладают близмеридиональные и близширотные. Последние максимальны в приэкваториальных областях, убывая вдоль хребтов как в северное, так и в южном направлении.

Вне глобальной системы находятся лишь немногие из крупны рифтов. Это система Западной Европы (включающая Рейнский грабен), а также системы Байкальская и Фэнвеп (Щаш си), приуроченные к разломам северо-восточного простирания, активность которых, как полагают, поддерживается коллизией континентальных плит Евразии и Индостана.

12. Континентальный рифтогенез

Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность, вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросам Главный современный пояс континентального рифтогенеза, протянувшийся почти меридионально более чем на 3 тыс. км через всю Восточную Африку, так и был назван поясом Великих африканских разломов. Образующие его зоны разветвляются и сходятся подчиняясь сложному структурному рисунку.

Рельеф, структура и осадочные формации. Центральное поло­жение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной до 40— 50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенча­тые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры (например, Кенийский рифт), но может формироваться и без него. Тектонические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000—3500 м, а горный массив Рувензори на севере Танганьикской зоны возвышается до 5000 м. Нередко рифты осложнены продольными или диагональ­ными горстами.

В своей верхней, обнаженной части сбросы наклонены к гори­зонту под углом 50—60° и круче. Однако, судя по сейсмическим профилям, многие из них выполаживаются на глубине, их назы­вают листричеокими. При смещении по сбросам нередко заметна и сдвиговая компонента (на Байкале лево­сторонняя). Для сейсмоактивных разломов растяжение по сбро­сам и сдвиги определяются и при решении фокальных механизмов. Как показал В. Г. Казьмин (1987), диагонально ориентированные разрывы со сдвиговым смещением и их эшелонированные системы в ряде случаев переносят движение от одного раскрывающегося рифта к другому и в этом отношении аналогичны трансформным разломам океанского рифтогенеза. В сложно построенных рифто­вых зонах, таких как Восточно-Африканская, сбросы и сдвиги об­разуют закономерные и весьма выразительные парагенезы.

Вдоль некоторых сравнительно полого ориентированных раз­рывов параллельно их сместителю развивается динамотермальный метаморфизм, о чем можно судить в тех случаях, когда при даль­нейшем растяжении метаморфиты обнажились или приблизились к поверхности.

Для осадочных формаций континентальных рифтов, преиму­щественно молассовых, характерно сочетание с тем или иным ко­личеством вулканитов, вплоть до случаев, когда осадочные фор­мации полностью замещаются вулканическими. Преобладают обломочные отложения озерного (в том числе озерные турбидиты), аллювиального, пролювиального, a также флювиогляциального и ледникового происхождений. Как правило, снизу вверх гру­бость обломочного материала возрастает. В климатических усло­виях рифта Афар оказалось возможным накопление эвапоритов. В зоне вулканизма вынос вещества гидротермальными раствора­ми создает условия и для отложения специфических хемогенных осадков — карбонатных, (.в том числе содовых), кремнистых (диа­томовых, опаловых), сульфатных, хлоридных.

Магматизм и его продукты. Континентальный рифтогенез со­провождается магматизмом и лишь локально его поверхностные проявления могут отсутствовать. Так, в частности, нет надежно установленного вулканизма в рифте озера Байкал, но в той же системе в Тункинском и Чарском рифтах есть трещинные излия­ния базальтов. Нередко вулканы размещаются асимметрично — по одну сторону от рифтовой долины, на ее более высоком борту.

Магматические породы исключительно разнообразны, среди них широко представлены щелочные разности. Характерны конт­растные (бимодальные) формации, в образовании которых участ­вуют как мантийные базальтовые выплавки (и их производные), так и анатектические, преимущественно кислые расплавы, фор шарующиеся в континентальной коре.

Геофизические характеристики. По геофизическим данным мощ­ность коры под континентальными рифтами уменьшается и проис­ходит соответствующий подъем поверхности Мохоровичича, кото­рая находится там в зеркальном соответствии с наземным рельефом. Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30—-35 Юл, под Рейнским — до 22—25 км, под Кенийским — до 20 причем на север, вдоль долины Афар, она доходит до 13 км, a далее под осевой частью долины появляется океанская кора..

Механизмы рифтогенеза. Физические модели образования риф­тов учитывают наблюдаемую концентрацию растяжении в сравни­тельно узкой полосе, где происходит соответствующее уменьшение мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны обра­зуется все более тонкая «шейка», вплоть до раз­рыва и раздвига континентальной коры с их заполнением корой океанского типа. В разных рифтах такой критический момент на­ступает, по-видимому, при разной предельной толщине сиалической .коры (в Красноморском и Аденском рифтах она была утоне­на приблизительно вдвое) и означает переход от континентально­го рифтогенеза к океанскому.

Поскольку у земной поверхности растяжение в континенталь­ных рифтах происходит посредством сбросовых смещений, перво­начальная, классическая модель рифтогенеза учитывала только эти хрупкие деформации.

Механизм гидравлического расклинивания. В основе всех пе­речисленных моделей лежит компенсация растяжения коры ее ме­ханической деформацией (хрупкой или пластичной), уменьшени­ем мощности и образованием «шейки». Магматизму при этом от­водится пассивная роль. Между тем при наличии на глубине оча­гов базальтовой магмы (с ее высокими жидкостными свойствами) вступает в действие принципиально иной механизм.

Гидравлическим разрывом (гидроразрывом) называют про­цесс образования и распространения трещин в горных породах под давлением жидкости, в том числе магматического расплава. Рас­тяжение земной коры может выразиться зияющими трещинами отрыва лишь па самых малых глубинах — до 2—3 км, Глубже, с увеличением всестороннего давления и температур, хрупкий от­рыв сменяется, как уже отмечалось, скалыванием по все более многочисленным плоскостям, а затем переходит в пластичную де­формацию. Поскольку системы базальтовых даек берут начало на больших глубинах, формирование их путем пассивного заполнения зияющих трещин исключено. Единственный возможный механизм представляет активное внедрение посредством гидроразрыва по­род с последующим раздвиганием стенок трещины.

Для континентальных рифтов механизм гидравлического рас­клинивания становится значимым па завершающем этапе их раз­вития, когда утонение коры приближается к критическим величи­нам, а снижение нагрузки на астеносферный выступ способствует большему отделению базальтовых выплавок.

В тех случаях, когда развитие континентального рифта пре­кращается на более ранней стадии, он сохраняется как ослаблен­ная зона, борозда па континентальной плите, примером чему слу­жат авлакогены.

14. Океанский рифтогенез (спрединг)

Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг по­средством магматического расклинивания, может, таким образом, развиваться как прямое продолжение континентального. Вместе с тем многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались па океанской литосфере в связи с перестройками движения плит и отмиранием более ран­них рифтовых зон.

Предположение о формировании земной коры в срединно-океанских хребтах при их раздвиге мантийной конвекцией, подъе­ме и кристаллизации базальтовой магмы высказывал А. Холмс еще в 30-х и 4Ю-х годах, уподобив расходящуюся от активной зо­ны океанскую кору бесконечным лентам транспортера. Эта идея получила дальнейшее развитие после того, как Г. Хесс (19(30) по­ложил се в основу представлений об эволюции океанов. Р. Дитц (1961) ввел термин спрединг морского дна (англ. spread— развер­тывать, расстилать), Вскоре Г. Бодварсон и Дж. Уокер. (1964) предложили механизм разрастания океанской коры посредством внедрения даек, который оказался в центре внимания на симпо­зиуме «Исландия и срединно-океанские хребты» и положил нача­ло расшифровке тектономагматических процессов, формирующих кору в зонe спрединга. Интенсивные исследования последующих десятилетий, включавшие глубоководное бурение и детальную съемку зон спрединга с применением обитаемых подводных аппа­ратов, дали для этого большой новый материал.

Поскольку каждый сегмент проходит через растяжение со сбросообразованием, центральные рифтовые долины наблюдаются в низкоскоростных зонах спрединга на всем их протяжении. Для высокоскоростных, таких как Восточно-Тихоокеанская, рифтовые долины нехарактерны и в их развитии отчетливо доминирует маг­матический спрединг. При этом в них замечена устойчивость осп трещинных излияний, в отличие от зон атлантического типа, где нередки латеральное блуждание и мелкие «перескоки» магмати­ческой оси, подобные тем, которые в наземных условиях наблю­даются в Исландии.

В самых молодых спрединговых бассейнах, находящихся в тес­ном' континентальном обрамлении, возможна быстрая седимента­ция, препятствующая свободным трещинным излияниям и фор­мированию нормального II слоя. Не достигая поверхности, дайки заканчиваются в толще осадков, образуя силлы, как это установ­лено в бассейне Гуаймас Калифорнийского залива.

Формирование океанской коры в зонах спрединга. Современ­ные представления о механизмах формирования океанской коры основываются на наблюдениях в активных зонах спрединга в со­поставлении с данными глубоководного бурения, а также деталь­ного изучения офиолитов — фрагментов древней океанской коры на континентах. Образование II слоя с базальтовой верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек внизу уже рассмотрено выше как результат последовательного гидравлического расклинивания. Очаги базальтового расплава, питающие магматические клинья, удалось к настоящему времени оконтурить многоканальным сейсмопрофилированием, но только в средне- и высокоскоростных зонах спрединга. Протягиваясь про­дольно, эти очаги невелики в поперечном сечении, при ширине около 1 км и высоте всего лишь в несколько сотен метров они находятся па глубине 1—2 км от поверхности. В частности, в Вос­точно-Тихоокеанском поясе па 9 30' с.ш., по данным Р. Детрика и др. (1937), верхняя граница магматического очага прослежена на глубине менее 1 км, а новообразованная океанская кора нал ней представлена только слоем II.

В такую кровлю местами внедряются штокообразные тела массивных габбро-диабазов и микрогаббро, которые прорываю! комплекс параллельных даек и в свою очередь могут пересекать­ся более поздними дайковыми комплексами.

По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга вместе с ней удаляется от питающей системы и соответствующая часть магматического резервуара. Она уже не пополняется базаль­товыми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источ­ником тепла и охлаждается в условиях, благоприятных для крис­таллизационной дифференциации (см. рис. 2.3, внизу). Так, под II слоем формируется III слон океанской коры — расслоенный комплекс.

Позже, в ходе перемещения уже двухслойной океанской коры из осевой зоны на склон срединного хребта, становится возмож­ным устойчивое накопление осадков, формируется I слой, который пополняется в течение всего существования океанского бассейна.

Линейные магнитные аномалии и определение скорости спрединга. Изучение характерных для океанской коры линейных маг­нитных аномалий с чередованием прямой и обратной полярности уже в 60-х годах обнаружило ряд закономерностей. 1. Линейные аномалии следуют параллельно сейсмически- и магматическиак­тивной оси рифтовых зон океана и размещаются симметрично по отношению к этой оси. 2. В любой активной рифтовой зоне Миро­вого океана опознается одна и та же последовательность анома­лий, повторяются характерные особенности каждой аномалии. По­этому оказалось полезным маркировать их и были приняты по­рядковые номера, исчисляемые от оси спрединга. 3. Расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах мо­жет быть различным. Оно не остается постоянным и при просле­живании вдоль одной и той же протяженной зоны. 4. В некоторых случаях симметрия системы линейных аномалий относительно риф­товой оси нарушается тем, что по одну сторону аномалии разме- ■ [даются сжато, по1 другую — разреженно.

Полученные исходя из этих результатов скорости, которые при­нято исчислять относительно оси спрединга (отдельно в каждую сторону от нее), варьируют от 1,5 до 15—18 см/год. Максималь­ные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском подня­тии — от 13 до 23° ю. ш.

Иногда продольное разрастание (англ. propagation) оси спре­динга даже преодолевает трансформный разлом, проникая в пре­делы следующего сегмента. Происходит перехват активности, и на этом сегменте соответствующая часть оси спрединга отмира­ет.

Известны многочисленные свидетельства перескоков (англ,, jumping) оси спрединга, когда она резко смещается в латераль­ном направлении, сохраняя прежнее простирание. Мы уже писа­ли выше о перескоках трещинных излияний базальтов Исландии в условиях аномально мощной океанской коры. По подводным наблюдениям в Срединно-Атлантическом хребте известно, что их нормальный спрединг при низких скоростях сопровождается ла­теральным блужданием трещинных излияний, хотя и в гораздо более узкой полосе. Подтверждение этому дает и изучение фраг­ментов древней океанской коры (офиолитов) в складчатых поя­сах. В них при детальном изучении комплексов параллельных да­ек (в частности, в палеозойских офиолитах Шулдак на Южном Урале, Бейоф-Айлендс на Ньюфаундленде) расшифровываются следы многократных латеральных перескоков магматической оси.

Перескоки на большие расстояния означают отмирание одной зоны океанского спрединга и заложение новой. Примером может служить эпизод в раскрытии Северной Атлантики, когда в конце позднего мела ось спрединга сместилась из трога Роколл на не­сколько сотен километров западнее, где с этого времени развева­ется рифтовая зона Рейкьянес.

Обсуждаются два главных способа заложения и раскрытие 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 континентальные 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 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. Мепардом 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.

С концепцией пассивного рифтогенеза 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. В целом распад Пангеи включает в себя центробежную миграцию не только все более дробных литосферных плит, но и разделяющих их осей спрединга.

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;. К изгибу левостороннего Левантийского 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.

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.