Пассивный и активный рифтогенез: не противопоставление, а

Пассивный и активный рифтогенез: не противопоставление, а
эволюционный переход от одного к другому
Гончаров М.А.*
*Геологический факультет Московского государственного университета (МГУ), Москва,
m.a.gonch@mail.ru
Уже давно ведется дискуссия о «пассивном» или «активном» механизме рифтогенеза (как
континентального, так и океанического). В «пассивной» версии предполагается активное
растяжение литосферы внешними силами при пассивной реакции подлитосферной мантии
(ниже, для краткости изложения, последняя именуется просто «мантией» и обычно
представлена астеносферой, ограниченной сверху мантийной частью литосферы). В
«активной» версии, наоборот, активно, в форме мантийного диапира, ведет себя мантия,
вызывая пассивное раздвижение литосферы.
Ю.Г. Леонов [5] убедительно показал, что на начальном этапе функционирует пассивный
механизм континентального рифтогенеза. Его главные доводы таковы: 1) наличие во многих
случаях сдвиговой компоненты деформации вдоль оси зарождающегося рифта, в то время как
активный мантийный диапир может обеспечить лишь раздвиговую компоненту;
2) синхронность зарождения многих рифтов на обширной территории, что вряд ли возможно в
ситуации с многочисленными активными мантийными диапирами. Первый довод применим и к
океаническому рифтогенезу: для многих зон спрединга характерна косая (по отношению к оси
срединно-океанского хребта) ориентировка рифтовых долин и перпендикулярных к ним
трансформных разломов, также свидетельствующая о сдвиговой компоненте деформации [2].
Однако имеются аргументы и в пользу активного механизма рифтогенеза. Это, прежде всего,
повышенный тепловой поток и связанный с ним магматизм. Однако, как это часто
предполагается и как будет показано ниже, эти два явления вполне могут быть лишь ответной
реакцией на пассивный рифтинг. В то же время существуют более веские аргументы. Для
континентального рифтогенеза  это «плечи» рифта. Эти поднятия, обрамляющие рифтовые
впадины, никоим образом не могут быть следствием растяжения и утонения литосферы. Для
океанического же рифтогенеза характерна так называемая «боковая релаксация спрединга»
(термин Ю.М. Пущаровского)  наличие надвигов на склонах срединно-океанских хребтов,
свидетельствующих об обстановке горизонтального сжатия на некотором удалении от оси
спрединга [7, 8].
Цель нашего исследования: исходя из вышеизложенного, построить простейшую модель
пассивного рифтогенеза и путем ее анализа выяснить, не создаются ли в ходе ее
функционирования предпосылки для возникновения активной компоненты рифтогенеза.
Исходное состояние простейшей модели: однородная вязкая мантия с залегающей на ней
однородной хрупко-вязкой литосферой, ограниченной горизонтальными подошвой и кровлей и
растягиваемой с боков внешними силами (в частности, при ориентировке оси максимального
сжатия вдоль оси будущего рифта); градиент температуры в системе имеет только
вертикальную компоненту. Далее, для ясности картины, описывается модельный процесс
развития рифтинга в виде последовательных этапов под влиянием различных факторов, хотя
на самом деле все это происходит одновременно:
 В природе не бывает геосфер с абсолютно горизонтальными подошвой и кровлей. В
каком-то месте литосфера оказывается немного тоньше. Поэтому в этом вертикальном сечении
растягивающее напряжение повышено, и здесь деформация горизонтального удлинения (и
компенсирующего вертикального укорочения) имеет бόльшую скорость, чем на других
участках, что ведет, в свою очередь, к дальнейшему росту напряжения в названном сечении и
соответственному увеличению скорости деформации (лавинообразный процесс, когда
«следствие усиливает причину», см. подробнее в [4, гл. 2]). В результате имеет место прогиб
кровли литосферы при максимальной скорости деформации горизонтального удлинения ’x
на оси прогиба. В то же время скорость горизонтального поступательного перемещения vx
элементарных объемов имеет здесь нулевой минимум и возрастает по мере удаления от оси
прогиба. Такое сочетание минимума vx и максимума ’x характерно для участков сочленения
вертикальной и горизонтальной ветвей конвективных потоков [1].
 Конкретным механизмом удлинения литосферы является сочетание пластической и
разрывной деформаций; последняя осуществляется посредством формирования листрических
сбросов и смещения по ним. Модель этого механизма описана в [3] (рис. 1).
Рис. 1. Простейшая компьютерная модель
пассивного рифтинга. Вопреки традиционному
представлению, крылья сброса движутся вдоль
сместителя не в противоположных
направлениях. Лежачие крылья («рама» рифта)
смещаются в горизонтальном направлении, в то
время как висячие крылья под действием силы
тяжести «оседают» в направлении, показанном
стрелками, вплоть до полного прилегания к
лежачим крыльям.
 Если бы, при упомянутом прогибе кровли литосферы, ее подошва оставалась
горизонтальной, то было бы нарушено изостатическое равновесие, поскольку формирующаяся
впадина заполняется веществом с меньшей плотностью, чем литосфера,  воздухом, водой и
(или) осадками. Такое равновесие восстанавливается «зеркальным» подъемом подошвы
литосферы и нижележащей мантии («антикорнем»). При этом скорость вертикального подъема
вещества мантии vz максимальна на оси поднятия.
 Указанное выше горизонтальное центробежное (относительно оси «антикорня»)
поступательное перемещение литосферы, из-за вязкого сцепления литосферы с мантией,
возбуждает в кровле мантии аналогичный центробежный поток. В силу компенсационной
организации тектонического течения [1], такой поток увеличивает упомянутую скорость
вертикального подъема вещества мантии vz на оси «антикорня» (см. подробнее в [4, гл. 2]).
 Неравномерность вертикального подъема вещества, с максимумом на оси «антикорня»,
влечет за собой, в силу той же компенсационной организации тектонического течения,
центростремительный горизонтальный поток на некотором глубинном уровне в мантии. Для
континентальных рифтов, из-за их небольшой ширины, этот уровень, вероятнее всего,
располагается выше раздела 410 км, т. е. выше нижнего, так называемого «переходного» слоя
верхней мантии. Для океанических же рифтов, т. е. для гораздо более широких зон спрединга,
этот центростремительный поток предполагается на глубинах 410 км (например, [9]) или даже
в подошве верхней мантии на глубине 660670 км (например, [6]).
 Для горных пород характерна низкая температуропроводность  порядка 10–6 м2/с. Поэтому
они при относительно быстром погружении далеко не сразу нагреваются до температур,
господствующих на соответствующей глубине. В качестве примеров можно привести
относительно «холодные» слэбы в зонах субдукции и осадки во внутренних морях.
Аналогичное «запаздывание охлаждения» происходит и в упомянутом восходящем мантийном
потоке на оси рифта. В частности, в осевых частях трех зон быстрого спрединга 
Юго-Восточной Индоокеанской, Южно-Тихоокеанской и Восточно-Тихоокеанской  на
сейсмотомографических поперечных разрезах на глубинах 350500 км зафиксированы
выступы высокоскоростной мантии [10], которые можно трактовать как вещество нижней
мантии, поднявшееся выше фазовой границы 660670 км, но не испытавшее соответствующего
фазового перехода из-за высокой скорости восходящего потока и недостаточного охлаждения.
В результате на оси этого потока формируется «термальная антиклиналь», которая вносит свою
«добавку» к скорости этого потока.
 Однако некоторое охлаждение вещества восходящего потока все же происходит. Оно
сопровождается реакциями регрессивного регионального метаморфизма. Эти реакции, как
правило, происходят с выделением тепла из-за отрицательного наклона кривых равновесия фаз
(кривых Клапейрона). Это относится и к упомянутой фазовой границе в кровле нижней мантии.
Выделение тепла увеличивает крутизну «термальной антиклинали».
 В восходящем потоке, при снижении литостатического давления, не компенсированном
соответствующим снижением температуры, создаются условия для выплавления магмы.
 В нижней части восходящего потока компенсирующие его сходящиеся
центростремительные горизонтальные потоки, о которых говорилось выше, создают
обстановку горизонтального сжатия [1, 4], которое, помимо деформации, вызывает дилатансию
(увеличение объема) с падением давления, что также способствует выплавлению магм.
Таким образом, в мантии под рифтовой зоной пассивный рифтогенез сопровождается
вынужденной конвекцией, представленной сочетанием взаимно компенсирующих
вертикального и горизонтальных потоков. На оси восходящего потока формируется
«термальная антиклиналь», которая по достижении соответствующего значения числа Рэлея
может стать «движущей силой» свободной конвекции, знаменующей собой переход к
активному рифтогенезу, сопровождающемуся магматизмом. При этом происходит смена
направления относительного перемещения вдоль краевых листрических сбросов, образованных
при пассивном рифтогенезе, и формируются «плечи» рифта [3] (рис. 2).
Рис. 2. Простейшая компьютерная
модель активного рифтинга. Внешние и
внутренние листрические разломы
характеризуются разной кинематикой.
Внешние разломы являются взбросами и
ответственны за формирование
«плечей» рифта. Внутренние разломы
играют двоякую роль: со стороны их
лежачих крыльев они представляют
собой выдвиги с восходящей
вертикальной компонентой, а со
стороны их висячих крыльев – сбросы с
нисходящей вертикальной компонентой.
Заключение. В процессе эволюции пассивного рифтинга создаются благоприятные условия
для перехода рифтинга в активную форму. Характерные для рифтов «плечи» не могут
возникать в процессе пассивного рифтинга и свидетельствуют об активной форме рифтогенеза.
Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ (грант № 06-05-64547).
Литература
1. Гончаров М.А. Компенсационная организация тектонического течения и структурные
парагенезы // Геотектоника. 1993. № 4. С. 19–29.
2. Гончаров М.А. Количественные соотношения геодинамических систем и геодинамических
циклов разного ранга // Геотектоника. 2006. № 2. С. 323.
3. Гончаров М.А., Рожин П.Н., Селезенева Н.Н. Плечи активных континентальных рифтов как
результат компенсационного «листрического» сжатия // Фундаментальные проблемы
геотектоники. М.: ГЕОС, 2007. С. 198–201.
4. Гончаров М.А., Талицкий В.Г., Фролова Н.С. Введение в тектонофизику. М.: Книжный дом
«Университет», 2005. 496 с.
5. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы и
решения // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 155173.
6. Лобковский Л.И., Котелкин В.Д. Двухъярусная термохимическая модель конвекции в мантии
и ее геодинамические следствия // Проблемы глобальной геодинамики. М.: ГЕОС, 2000. С. 29–
53.
7. Разломные зоны Центральной Атлантики / Ю.М. Пущаровский, А.А. Пейве, Ю.Н. Разницин,
Е.С. Базилевская. М.: ГЕОС, 1995. 164 с.
8. Разницин Ю.Н. Тектоническая расслоенность литосферы молодых океанов и палеобассейнов.
М.: Наука, 2004. 270 с.
9. Forsyth D.W., Scheirer D.S., Webb S.C. et al. (The MELT Seismic Team) Imaging the deep seismic
structure beneath a mid-ocean ridge: the MELT experiment // Science. 1998. Vol. 280. P. 1215–1218.
10. Seidler E., Jacoby W.R., Cavsak H. Hotspot distribution, gravity, mantle tomography: evidence for
plumes // Journal of Geodynamics. 1999. Vol. 27. N. 4/5. P. 585–608.