Литология и полезные ископаемые, 2022, № 2, стр. 107-135

РИФТОГЕННЫЕ СТРУКТУРЫ В АРКТИКЕ

К структурам Арктического региона относятся не только поднятия и депрессии, скрытые в настоящее время под водами Северного Ледовитого океана, но также континентальные платформенные области и складчатые пояса его обрамления. Приведем характеристику ряда структур, на развитие которых существенное влияние оказали рифтогенные процессы.

АТЛАНТИКО–АРКТИЧЕСКАЯ РИФТОВАЯ СИСТЕМА

ААРС протягивается на расстояние около 18 тыс км и включает Срединно-Атлантический хребет (САХ) и хребет Гаккеля, являющийся одной из главных рифтогенных структур Арктического региона (рис. 2).

Рис. 2.

Схема строения ААРС в проекции Хотина (по данным [Кинг, 1961; White, 1988; Moore et al., 1994; Eldholm, Coffin, 2000; Jokat, 2000; Le Gall et al., 2005; Bryan, Ernst, 2008; Antobreh et al., 2009; Moulin et al., 2010; Hildebrand, 2015; Соколов, 2018; Gernigon et al., 2019; Marzolli et al., 2019; Mülle, Schiffe et al., 2019; Соколов и др., 2020 и др.]). 1 – суша; 2 – акватории; 3, 4 – магматические провинции и время начала их формирования: 3 – доспрединговые, в том числе: ЦАМП – Центрально-Атлантическая (границы фрагментов показаны пунктиром), САМП – Северо-Атлантическая, МПВА – Высокой Арктики, УСМП – Урало-Сибирская, 4 – синспрединговые; 5 – номер сегмента ААРС и время начала его раскрытия; 6, 7 – спрединговые хребты: 6 – активные, 7 – отмершие; 8 – линия рифтогенеза и повышенной сейсмичности; 9, 10 – надвиги: 9 – региональные, 10 – локальные; 11 – разломы: а – установленные, б – предполагаемые; 12 – сдвиги.

Наличие трансформных разломов является неотъемлемым атрибутом структурной организации ААРС. Вдоль простирания рифтовая система разбита на отдельные отрезки, смещенные друг относительно друга многочисленныеми одиночными трансформными разломами или полиразломными образованиями – мегатрансформами [Шипард, 1951; Хейзен и др., 1962; Кленова, Лавров, 1975; Emery, Uchupi, 1984; Пущаровский и др., 1988; Skolotnev et al., 2020 и др.].

Смещения по разломам сильно варьируют по амплитуде. Наиболее крупные (демаркационные) трансформные разломы установлены в экваториальной части Атлантики (группа разломов Романш–Сан-Паулу с юга и 15°20′ с севера с общей амплитудой смещения около 3300 км), между Западной Арктикой и Северной Атлантикой (рифты Мона и Книповича с общей амплитудой смещения около 950 км) и полиразломной системе Чарли–Гиббс с амплитудой смещения около 350 км [Пущаровский и др., 1988; Bonatti et al., 1991; Hekinian et al., 2000; Ligi et al., 2002; Kelemen et al., 2004; Соколов, 2018 и др.].

К демаркационным разломам приурочены проявления сейсмичности (рис. 3) с максимальным энерговыделением и реализацией сдвигового механизма [Болдырев, 1998; Дмитриев, Соколов, 2003; Соколов и др., 2020]. При этом переход от Атлантических сегментов к Арктическому обнаруживает наиболее глубинное заложение дизъюнктивных нарушений (сейсмические события глубже 35 км) [Соколов и др., 2020]. Вблизи третьего по величине широтного смещения ААРС – трансформного разлома Чарли–Гиббс, обладающего одним из максимумов суммарного сейсмического момента, наблюдается инверсия полускоростей к югу от разлома с западного на восточное [Соколов и др., 2020]. Такое кинематическое соотношение полускоростей, расчитанных по магнитным данным, должно усиливать латеральное смещение оси ААРС и инициировать повышенный сейсмический фон [Болдырев, 1998].

Рис. 3.

Эпицентры землетрясений по данным [ANSS, 2014] вдоль ААРС и континентального обрамления. Красные кружки – события с M > 6.1, желтые кружки – c M > 5. Остальные обозначения см. рис. 2.

Анализ отношения сейсмических скоростей Vp/Vs в мантии по данным сейсмотомографии показал, что “холодные” аномалии в мантии в интервале глубин от 300 до 600 км приурочены именно к областям пересечения ААРС демаркационными разломами. Эти аномалии трактуются в рамках термальной интерпретации аномалий скоростей и соответствуют минимумам геодинамической подвижности среды [Соколов, 2017].

Вдоль простирания ААРС наибольшее развитие получили левосторонние трансформные смещения осей спрединга с очень широким спектром амплитуд (см. рис. 1, 2). На подчиненность правосторонних смещений указывает отсутствие среди них демаркационных разломов, разделяющих крупные сегменты ААРС.

Авторы данной статьи полагают, что явное преобладание левосторонних смещений осей спрединга в организации ААРС отражает энергетически более экономичный путь выравнивания напряжений в литосфере. Примерами тупикового развития по правосдвиговому сценарию могут служить рифтовая система моря Лабрадор, отмершая Иберийская ветвь ААРС, рифт Эгир, переход от хребта Колбенсейн к хребту Мона (см. рис. 1). Во всех случаях правосдвиговые рифтовые системы либо вырождаются, либо переориентируются на развитие с левосторонними смещениями. Так, рифтовая система Мона, получив возможность свободного развития, приспособилась к левосдвиговой Гренландско-Шпицбергенской демаркационной зоне.

Демаркационные разломы служат границами крупных сегментов ААРС, которые при общем сходстве тектоно-седиментационных обстановок имеют и ряд индивидуальных черт развития. Прежде всего, это относится к инициализации спрединговых процессов в конкретном сегменте. По времени начала спрединга вдоль простирания ААРС отчетливо выделяются две группы сегментов – с 5 по 8 и с 1 по 4 (см. рис. 2). История развития первой группы охватывает все время раскрытия Атлантики, а раскрытие сегментов второй группы тяготеет к середине общего временнóго интервала. В каждой из групп значения времени начала спрединга образуют монотонно возрастающие последовательности, которые отражают общее развитие рифтогенеза в сторону Северного полюса.

В плане траектории развития рифтогенных структур обеих групп сходятся на разломе 15 градуса, служащего южной границей Центрально-Атлантического сегмента ААРС, с которого началась история развития всей рифтовой системы (см. рис. 2). В современной структуре сегмент расположен в средней части ААРС, а его осевой отрезок САХ находится практически на равном удалении от фрагментов некогда единой Центрально-Атлантической магматической провинции.

Эти закономерности отчетливо указывают на то, что спрединг в Центрально-Атлантическом сегменте ААРС 170 млн лет назад был инициирован прогрессивным расхождением блоков континетальной литосферы, существенно переработанной при формировании гигантской магматической провинции ЦАМП около 200 млн лет назад.

Тяготение траектории растущей рифтовой системы к ослабленным участкам литосферы отчетливо выражено в соотношении возрастов доспрединговых магматических провинций и времени начала спрединга и в других сегментах (см. рис. 2).

Спредингу в Антарктическом сегменте 140 млн лет назад предшествовало появление магматических провинций Чон Айк и Феррар (188 и 184 млн лет соответственно). Магматические провинции Парана и Етендека 134 млн лет назад своим появлением подготовили континентальную литосферу к раскрытию Южно-Африканского и Бразильско-Африканского сегментов в интервале времени 130–120 млн лет. В северном направлении вдоль простирания ААРС разрыв во времени между формированием магматических провинций и началом спрединга сокращается (см. рис. 2).

Тесная пространственная связь развития ААРС с доспрединговыми магматическими провинциями свидетельствует о длительном – от инициации внутриконтинентального рифтинга до начала спрединга – динамическом воздействии на определенные области литосферы. Это же воздействие не прекратилось и после начала спрединга и отражено в развитии синспрединговых магматических провинций вдоль траекторий расхождения блоков континентальной литосферы (см. рис. 2).

Помимо магматических провинций на определение траектории роста ААРС очевидно влияли реологические неоднородности в континентальной литосфере, подвергшейся коллизионной переработке на разных этапах геологической истории.

В современной структуре Гренландии, Канадского архипелага и Европы отчетливо проявлены субширотные пояса и сутуры, связанные с байкальским тектогенезом (см. рис. 2). К некоторым из них приурочены трансформные разломы, заложившиеся при формировании современного структурного плана Северной Атлантики. Не менее важную роль в определении траектории Атлантического рифта сыграли области каледонского и герцинского тектогенеза. Так, следуя каледонским деформациям, разлом Грейт–Глен протягивается от северо-западной Ирландии на восточном борту Атлантики к острову Ньюфаундленд на западе (см. рис. 1), а широтный трансформный разлом Чарли–Гиббс находится на простирании разобщенных Северной Атлантикой фронтов герцинской складчатости (см. рис. 1, 2).

РАЗВИТИЕ РИФТОВОЙ СИСТЕМЫ

Рассмотренные выше закономерности развития Атлантико-Арктической рифтовой системы указывают на существование высокодинамичных физических факторов, оказывающих продолжительное, если не постоянное, влияние на геологическую среду. К числу таких факторов относится динамическая система напряжений, связанная с вращением Земли.

Авторы настоящей работы полагают, что развитие ААРС с юга на север и закономерное формирование характерного набора структур в каждом новообразованном сегменте обусловлено влиянием ротационного фактора. Именно такой фактор мог обеспечить устойчивое динамическое воздействие на литосферу и поддержание тектонического режима в структуре планетарного масштаба на протяжении 170 млн лет геологической истории. Вполне вероятно, что неизбежные циклические вариации параметров вращения Земли отражены в девиациях траектории ААРС.

В общем смысле влияние ротационного фактора на литосферу основано на стремлении ее тектонически расслоенных элементов к равновесному относительно текущих параметров вращения состоянию после глобального изменения этих параметров – угловой скорости и положения оси вращения. Это изменение происходит из-за процессов в ядре Земли [Трифонов, Соколов, 2018], которые связаны с перемещением в жидком ядре масс, многократно превышающих массу литосферной оболочки, и поэтому имеющих приоритет в причинно-следственной цепочке тектонических событий. Физические основы процесса реакции поверхностных масс на изменение режима вращения рассмотрены в работе [Соколов, 2018] и сводятся к следующему. Массы твердых оболочек Земли, распределенных асимметрично относительно оси вращения сфероида, стремятся занять положение, при котором тензор инерции имеет диагональный вид. Это достигается сочетанием двух видов движения: по направлению к экватору с возрастанием главной осевой компоненты тензора инерции и перераспределению масс вдоль экватора с уменьшением тангенциальных компонент тензора инерции (рис. 4). В силу сложности распределения литосферных масс по поверхности и постоянного блуждания оси вращения в теле Земли траектория перехода масс в равновесное положение может быть сложнее, чем тренды, показанные на рис. 4.

Рис. 4.

Схема тенденций перемещения асимметрично распределенных на поверхности вращающегося сфероида масс: красные стрелки – “полюсобежное” движение к экватору с максимизацией главной осевой компоненты тензора инерции; зеленые стрелки – движение к равномерному распределению масс вдоль экватора с минимизацией тангенциальных компонент тензора инерции, по [Соколов, 2018].

Тектоническим следствием процесса является развитие характерного набора сопряженных структур. Полюсобежное движение литосферных масс способствует появлению и обеспечивает возможность проградации в северном направлении меридиональных рифтов, а движение вдоль экватора приводит к рассечению рифтов широтными трансформами на отдельные отрезки.

Закономерности перемещения асимметрично распределенных на поверхности вращающегося сфероида литосферных масс (см. рис. 4) определяют и пространственные границы развития рифтовой системы. Отток масс к низким широтам делает возможным долготный рост рифтовой системы, однако не способствует ее дальнейшей проградации после достижения полюса. В рамках этих представлений хребет Гаккеля является конечным сегментом ААРС, а Северный полюс – терминальным пунктом ее развития.

Последовательность развития крупной субмеридиональной рифтовой системы можно, по нашему мнению, представить на примере ААРС следующим образом. На некотором этапе роста рифта вкрест его простиранию возникает субширотно ориентированная ослабленная зона (рис. 5а). Заложение ее может быть обусловлено либо структурно-вещественной неоднородностью среды, либо приближением к пределу прочности на границе сегментов с разной по каким-либо причинам угловой скоростью вращения. Существенное влияние может оказывать увеличивающаяся при удалении от полюса тангенциальная скорость на поверхности сфероида при постоянной угловой скорости, но при наличии гетерогенностей в литосфере.

Рис. 5.

Cхема последовательного заложения левосторонних широтных сдвигов в меридиональных рифтовых структурах (северная полярная проекция). 1, 2 – рифтовые системы: 1 – ААРС, 2 – ОВРС; 3 – направление вращения Земли; 4, 5 – протосрывы и их кинематика: 4 – меридиональные, по [O’Driscoll, 1980], 5 – широтные; 6, 7 – трансформные разломы и их кинематика: 6 – демаркационные, 7 – локальные; 8 – номера сегментов рифтовых систем в порядке раскрытия.

Превышение предела прочности приводит к левостороннему смещению смежных сегментов 1 и 2 по трансформному разлому, возникающему на месте ослабленной зоны (см. рис. 5б). Относительное смещение (проворот) сегментов наиболее вероятно отражает запаздывание во вращении сегмента с меньшей угловой скоростью. Эффект торможения может возникнуть при повышенном трении подошвы литосферы в присутствии холодных блоков в подлитосферной мантии. Фактором, влияющим на запаздывание приполярных сегментов по сравнению с приэкваториальными, может быть приливное воздействие на литосферу, которое при постоянной угловой скорости имеет больший эффект в областях с большей тангенциальной скоростью.

Дальнейшая проградация меридиональной структуры приводит к появлению новой субширотной ослабленной зоны между сегментами 2 и 3 (см. рис. 5б), заложению демаркационного разлома и смещению по нему осевых частей рифтовой системы (см. рис. 5в). По достижению полюса долготная проградация рифта прекратится из-за снятия движущих сил (отсутствие стрелки на рис. 5в). При этом продолжающееся влияние ротационного фактора будет способствовать возрастанию амплитуд широтных смещений осевых частей рифтовой системы за счет роста существующих и заложения новых трансформных нарушений разного масштаба (см. рис. 5в). Это могут быть как отдельные разломы, отстоящие друг от друга на значительное расстояние по долготе, так и характерные для Экваториальной части Атлантики полиразломные системы, имеющие сложную структурную организацию.

Полученный структурный рисунок соответствует сдвиговой организации ААРС, согласуется с омоложением времени раскрытия ее сегментов в северном направлении и хорошо описывает развитие Западной Арктики как наиболее молодой части этой системы. Предложенная аналоговая модель развития рифтовой системы представляется нам достаточно непротиворечивой, учитывающей и объясняющей основные закономерности развития ААРС под влиянием ротационного фактора.

Следует отметить, что ряд наблюдаемых в природе явлений теоретической моделью не учитывается или, возможно, противоречит ей. Так, предложенная модель не предполагает развития ААРС после пересечения полюса. Тем не менее, Лаптевоморский фланг хребта Гаккеля находится за предполагаемой конечной точкой развития.

Два принципиальных соображения позволяют считать это противоречие не критичным для развиваемых представлений. Прежде всего, следует принять во внимание возможную, если не обязательную, миграцию полюса – наблюдаемая в современной структуре региона рифтовая система в момент заложения могла подчиняться иным динамическим условиям. Кроме того, раскол литосферы (особенно холодной, характерной для Евразийского бассейна) относится к числу инертных процессов и мгновенная фиксация разлома в некоторой расчетной точке представляется просто невозможной. В поддержку модельных представлений свидетельствует ряд данных, рассмотренных при описании Евразийского бассейна и указывающих на постепенное вырождение хребта Гаккеля в полярной области. К ним относятся:

– прогрессивное сокращение скорости спрединга в хребте Гаккеля по мере удаления от Атлантики;

– сужение зоны магнитных аномалий в сторону моря Лаптевых;

– отсутствие трансформных по отношению к хребту гравитационных аномалий к востоку от меридиана 75° в.д.;

– малое количество базальтового материала и сильная расчлененность рельефа хребта, что указывает на протекание рифтогенеза в холодной хрупкой коре.

Развитие рифтовой системы согласно предложенной модели объясняет появление только левых сдвигов под влиянием ротационного фактора, однако правые сдвиги в структуре ААРС все-таки присутствуют. Подчиненное развитие и геологическая нежизнеспособность таких структур были рассмотрено выше. Можно предположить, что их появление является вынужденным отклонением от генеральной закономерности под влиянием локальных неоднородностей в литосфере и/или связано с циклическими вариациями параметров вращения. Последнее предположение представляется наиболее вероятным, поскольку объясняет регулярное появление малоамплитудных правых смещений при полном отсутствии правосдвиговых демаркационных трансформных разломов.

ВЗАИМООТНОШЕНИЯ РИФТОВЫХ СИСТЕМ

В соответствии с ротационной моделью развития рифтовых систем полюсобежное движение стремящихся к равновесному положению литосферных масс способствует проградации в северном направлении меридиональных рифтов при отсутствии динамических мотивов для их дальнейшего роста после достижения полюса. Еще одним важным для понимания развития Арктического региона следствием рассматриваемого процесса представляется сближение субдолготных рифтовых систем в приполярной области.

Широкое развитие рифтогенных структур, ориентированных преимущественно по долготе, и их веерное относительно полюса положение в плане было рассмотрено выше при анализе строения Арктического региона. К таким структурам относятся:

– хребет Гаккеля в Евразийском бассейне;

– троги Франц-Виктория, Святой Анны и Воронина на шельфе Баренцева моря;

– рифтогенные троги, разделяющие блоки фундамента в Южно-Карской впадине;

– рифты Западно-Сибирской плиты;

– грабены на поверхности Чукотского платообразного поднятия;

– сдвиговая зона Ханна и другие.

Ряд морфологически не выраженных субмеридиональных структур, таких как грабены на шельфе моря Лаптевых, дайковые рои от Евразийской континентальной окраины до Канадского Арктического архипелага и крупные разломы отражены в потенциальных полях [Грачев и др., 1973; Грамберг и др., 1990; Аветисов, Гусева, 1991; Шипилов, Тарасов, 1998; Арктический …, 2017 и др.]. В том числе, меридионально ориентированный линейный гравитационный минимум маркирует ось Канадского бассейна и интерпретируется как ось рифтогенеза и/или спрединга [Laxon, McAdoo, 1998]. Субмеридиональная ориентировка прослеживается в пространственном положении и омоложении возрастов образования доспрединговых магматических провинций (см. рис. 1, 2).

Установленные закономерности развития Атлантико-Арктической рифтовой системы в сочетании с сейсмологическими данными и модельными представлениями о развитии меридиональных структур позволяют авторам настоящей статьи допустить возможность присутствия в Арктическом регионе окончаний (полярных флангов) нескольких крупных систем растяжения (рис. 6).

Рис. 6.

Схема схождения рифтовых систем в северном полушарии в проекции Хотина (по данным [Кинг, 1961; Каттерфельд, 1962; Тектоническая …, 1964, 1966; Хаин, 1971, 1979; White, 1988; Moore et al., 1994; Eldholm, Coffin, 2000; Le Gall et al., 2005; Bryan, Ernst, 2007; Hildenbrandt, 2015; Соколов, 2018; Gernigon et al., 2019; Marzoli et al., 2019; Schiffer et al., 2019; Соколов и др., 2020 и др.]. 1 – суша; 2 – акватории: а – с изобатой до 500 м, б – с изобатой свыше 500 м; 3–5 – области складчатости: 3 – каледонской и элсмирской (а – существенно не активизированные, б – вовлеченные в герцинский тектогенез), 4 – герцинской, 5 – мезозойской; 6, 7 – магматические провинции и время начала их формирования: 6 – дорифтовые; 7 – синрифтовые; 8, 9 – спрединговые хребты: 8 – активные, 9 – отмершие; 10 – линия рифтогенеза и повышенной сейсмичности; 11 – линии асимметрии; 12 – надвиги (а – региональные, б – локальные); 13 – разломы (а – установленные, б – предполагаемые); 14 – сдвиги; 15, 16 – ветви рифтогенеза: 15 – установленные, 16 – предполагаемые. Рифтовые системы: I – Атлантико-Арктическая, II – Западно-Сибирская; III – Охотско-Верхоянская, IV – Восточно-Тихоокеанская. Расшифровка аббревиатур магматических провинций дана в подписи к рис. 2.

Охотско-Верхоянская рифтовая система. Верхоянская складчатая система представляет особый интерес как пространственное продолжение хребта Гаккеля и рифтов моря Лаптевых. Складчатая система имеет длительную историю развития, но преобладающая роль в ее строении принадлежит верхнепалеозойско–нижнемезозойскому терригенному верхоянскому комплексу, мощность которого достигает 10–12 км [Хаин, 2001; Андиева, 2008]. Отложения имеют покровно-надвиговую структуру с надвиганием в сторону Сибирской платформы, где перед фронтом складчатости находятся Енисей–Хатангский, Лено–Анабарский и Предверхоянский краевые прогибы. Во фронтальной части Верхоянской складчатой системы, подходящей к берегу моря Лаптевых, также присутствуют крупные надвиги [Хаин, 2001].

Сейсмологические и геолого-структурные данные свидетельствуют в пользу сопряженности рифтогенных структур Евразийского бассейна, шельфа моря Лаптевых и хребта Черского [Грачев и др., 1970, 1973; Грамберг и др., 1990; Имаев и др., 2000, 2004; Engen et al., 2003]. Континентальная часть этой цепочки структур от моря Лаптевых до побережья Охотского моря пространственно приурочена к Верхоянской складчатой системе. До верхнего плейстоцена (0.126 млн лет) она развивалась как Момская континентальная рифтовая система, имеющая все признаки континентального рифтинга. К настоящему времени система Момских впадин развивается в режиме транспрессионного сжатия за счет сближения Евроазиатской и Североамериканской плит. Причиной сближения считают перемещение полюса вращения литосферных плит с побережья Охотского моря в район побережья моря Лаптевых [Имаев и др., 2004].

На этом основании ряд исследователей рассматривает Верхоянскую складчатую систему как центральный сегмент гигантского активного в настоящее время Арктико-Азиатского сейсмического пояса, соединяющего проявления сейсмичности в Северном Ледовитом и Тихом океанах [Cook et al., 1986; Имаев и др., 2000].

Развиваемые авторами данной статьи представления согласуются с положениями предшественников. Отсутствие геодинамического мотива для проградации ААРС в сторону Охотоморских структур в сочетании с развитыми к настоящему времени рифтогенными сдвиговыми субмеридиональными структурами в Верхоянском складчатом поясе и в Охотском море (впадина Дерюгина) позволяют рассматривать их в составе встречной по отношению к ААРС рифтовой системы (см. рис. 6).

Представление о развитии встречной к ААРС молодой Охотско-Верхоянской рифтовой системы (ОВРС) согласуется с данными о проявлении современной сейсмичности (см. рис. 3), существовании новейших рифтовых структур вдоль Охотско-Верхоянского пояса и на шельфе моря Лаптевых (см. рис. 1, 2). Вполне возможно, что ее влияние проявлено в структуре Евразийского бассейна. Установленная асимметрия в его строении и смена характера аномалий гравитационного поля относительно меридиана 80° в.д. [Арктический …, 2017] может быть отражением встречного развития ААРС и ОВРС – снижение влияния первой при возрастающем влиянии второй.

В рамках аналоговой модели ОВРС, развиваясь в сторону полюса, проявляет сходные с ААРС черты структурной организации (см. рис. 5г). Высокая современная сейсмичность ОВРС, соединяющей проявления сейсмичности в Северном Ледовитом и Тихом океанах, указывает на ее относительно молодой возраст. Такое представление хорошо согласуется с данными о миоцен-четвертичном возрасте хребта Гаккеля и признаками рассеянного спрединга плиоцен-четвертичного возраста в Лаптевоморской части Евразийского бассейна [Дараган-Сущова и др., 2020].

Наши представления также объясняют резкое сужение зоны линейных магнитных аномалий в Евразийском бассейне со стороны шельфа моря Лаптевых относительно геораздела 75°–80° в.д. Влияние различных ветвей рифтогенеза объясняет смещение оси современного спрединга к южному крылу хребта Гаккеля [Jokat, Micksch, 2004] и предполагаемый перескок оси спрединга, предположительно произошедший около 5 млн лет назад [Арктический …, 2017].

Западно-Сибирская рифтовая система. Наиболее древней из рифтовых систем нам представляется Западно-Сибирская (см. рис. 6). Возраст магматических провинций вдоль нее сменяется от пермо-триаса в Западно-Сибирских рифтах (250 млн лет) к триасу–юре на Земле Франца-Иосифа (189 млн лет) и завершается мелом (130–80 млн лет) вблизи Северного полюса (см. рис. 2).

Структурные изменения вдоль этой ветви отражены в постепенном смещении рифтогенеза в северном направлении. В ряду этих процессов находятся и развитие меридиональных грабенов Западной Сибири и формирование Южно-Карской впадины как их естественного продолжения, и северо-западное до субмеридионального растяжение литосферы с появлением протяженных роев даек на шельфе, ЗФИ и в околополюсном пространстве. В современной структуре с этой ветвью ассоциируется крупная отрицательная аномалия магнитного поля ΔТа близ меридиана 80°.

ААРС развивалась позже Западно-Сибирской ветви и практически вкрест ее простиранию (см. рис. 6). Это привело к переработке или маскировке части форм рельефа. В современной структуре область пересечения ветвей отражена в строении магнитного и гравитационного потенциальных полей и, вероятно, в изгибе хребта Гаккеля и прилегающего к нему поднятия Ломоносова. В плане этот изгиб согласуется с правосторонним смещением по разлому 80° в.д.

Положение Западно-Сибирской ветви в плане близко к меридиональной Таймырско-Байкальской линии, которая протягивается от Таймыра вдоль западного склона Анабарской антеклизы к горным сооружениям Восточного Саяна и Прибайкалья (см. рис. 6). Этот крупный меридиональный линеамент В.Е. Хаин рассматривал как западную границу области влияния Тихоокеанского подвижного пояса [Хаин, 1979]. Его предположение о продолжении этой структурной границы на юг за пределы Сибири до Индостанской платформы и даже Восточно-Индийского подводного хребта в одноименном океане подтвердилось в работе [Gatinsky, Prokhorova, 2020]. Эти авторы рассматривают субмеридиональную полосу от 102° до 105°–106° в.д. как геораздел между Центрально-Азиатской и Восточно-Азиатской переходными зонами на стыке Северо-Евразийской, Индийской и Тихоокеанской литосферных плит. Данный геораздел практически совпадает с линией Г.Н. Катерфельда, в работе которого [Каттерфельд, 1962] показано, что относительно плоскости, проходящей через меридианы 105° в.д. и 75° з.д, проявлена отчетливая асимметрия в зональном распределении территорий и акваторий по поверхности Земли.

Восточно-Тихоокеанская рифтовая система. На фоне обсуждаемых закономерностей заложения Арктических структур на северных флангах меридиональных рифтовых систем естественно возникает вопрос о возможном континентальном продолжении Канадского бассейна. В современной структуре связанных с ним отчетливо выраженных рифтовых систем со стороны Северной Америки нет. Однако положение оси Канадского бассейна на простирании спредингового хребта Тихого океана, на наш взгляд, не исключает их возможной связи, а сами структуры могут представлять фрагменты единой в прошлом Восточно-Тихоокеанской рифтовой системы (см. рис. 6).

Разумеется, такое допущение во многом гипотетично, однако в его поддержку существует ряд соображений и непосредственных наблюдений. В современной структуре Восточно-Тихоокеанских рифтов отражены те же характерные черты развития, которые присущи ААРС. И до примыкания Восточно-Тихоокеанского поднятия к району Калифорнийского залива и после трансформного переноса рифтогенеза к западу на плиту Хуан де Фука субмеридиональные отрезки хребта образуют серию левосторонних смещений вплоть до исчезновения под складчато-надвиговыми структурами Северо-Американского хинтерленда (см. рис. 6).

Кроме того, рифтогенные процессы в раннемеловое время определялись взаимодействием элементов литосферы, существенно отличными от современных, и происходили на значительном удалении к западу от современного положения рифтовой системы [Rowley et al., 2016].

Рифтогенные процессы в Канадском бассейне (145–136 млн лет) начались до проявления севирского (125–105 млн лет) и ларамийского (после 80 млн лет) тектогенеза (см. рис. 2), что не противоречит предположению о его заложении на северном фланге Восточно-Тихоокеанской рифтовой системы. Кордильерские образования перекрывают и маскируют структуры рифтовой системы, однако их отражение прослеживается и в современной структуре. В частности, вблизи устья р. Маккензи в строении Ларамийского складчато-надвигового пояса наблюдается разворот простираний структур в сторону оси Канадского бассейна (см. рис. 6).

Складчато-надвиговый пояс Ларамид обнаруживает черты строения, характерные для ААРС – субмеридиональную ориентировку и субширотные левосторонние смещения, такие как Техасский линеамент и сдвиговая зона Льюиса–Кларка (см. рис. 6). В пределах Кордильер главные процессы мезозойской истории происходили в субмеридиональном направлении. С ларамийской склачатостью связано появление гиганского пояса гранитных плутонов и формирование складчато-надвигового пояса вдоль субмеридиональной границы с архейско-протерозойской корой кратона [Кинг, 1961; Хаин, 1971]. В дальнейшем в субмеридиональном направлении призошла эксгумация постколлизилонных комплексов метаморфических ядер. Три пояса MCC, выведенных на поверхность в третичное время и маркирующих оси наибольшего сжатия в мезозое, образуют правосдвиговую сигмоиду от территории Канады до южной Калифорнии [Armstrong, 1982; Coney, Harms, 1984; Lister, Davis, 1989 и др.].

Помимо рассмотренных выше крупных рифтовых систем, намечаются еще две области с долготным развитием рифтогенных структур – Канадского Арктического архипелага и Беринговоморская.

Установленные в Канадском Арктическом архипелаге линейные магнитные аномалии, протягивающиеся в сторону поднятия Альфа и выходами лав и даек на о. Элсмир свидетельствуют о долготном рифтогенезе. Данная система растяжения, подобно Западно-Сибирской рифтовой системе, тяготеет к границе влияния Атлантического и Тихоокеанского тектогенеза (линия асимметрии Каттерфельда). В этом районе к ней примыкает и линия Немаха–Бутия, протягивающаяся от Мексиканского залива до архипелага Пари (см. рис. 6). Эту линию В.Е. Хаин считал главным меридиональным линеаментом Северной Америки, разделяющим континент на западную (притихоокеанскую) и восточную (приантлантическую) части [Хаин, 1971]. Относительно этой линии в пределах Канадского Арктического архипелага происходит резкое изменение простирания Иннуитской складчатой системы (Гренландско-Элсмирского фронта) с субширотного на западе на северо-восточное на востоке.

Беринговоморская область рифтогенеза тяготеет к субдолготным структурам, прежде всего к правосдвиговой зоне Ханна, развивавшейся с палеоцена до среднего эоцена [Lothamer, 1992] и затрагивающей литосферу до уровня верхнемантийных пород [Saltus, Bird, 2003]. Кроме того, ось этой структурной области пересекает резкий изгиб фронта мезозойских надвигов, что также свидетельствует о региональном масштабе происходивших здесь тектонических процессов.

ГЕНЕРАЦИЯ УГЛЕВОДОРОДОВ

Закономерности развития ААРС свидетельствуют о сопутствующей ее росту глубокой переработке литосферы. Крупномасштабный рифтогенез, приводящий к расхождению некогда смежных блоков континентальной литосферы, образованию коры океанического типа и ее спредингу, неизбежно сопровождается появлением каналов связи между гипергенными и глубинными, вплоть до верхнемантийных, породами.

Следствием этих процессов является серпентинизация мантийных перидотитов, которая сопровождается выделением огромного количества водорода и метана в условиях, соответствующих начальному этапу генерации нефти [Дмитриев и др., 1999; Симонов и др., 1999; Charlou et al., 1998]. В основе процесса лежит восстановление растворенной в морской воде углекислоты CO₂ до метана.

Выделяют две группы источников метана. Первая группа связана с действующими высокотемпературными (до 400°C) гидротермальными источниками в срединно-океанических хребтах и задуговых центрах спрединга. Содержание метана в них 2.5–3.6 нмоль/кг, корреляция метана с марганцем, повышенное содержание ³He [Charlou et al., 1998]. Это свидетельствует о том, что просачивающаяся вода реагировала преимущественно с базальтами. Присутствие метана связывают с его неорганическим синтезом при 300–400°С или с дегазацией ювенильного CH₄ [Welhan, Craig, 1983]. Вторая группа представлена интенсивными метановыми аномалиями с содержанием CH₄ до 50 нмоль/кг и содержанием водорода до 13 ммоль/кг. Такие аномалии тяготеют к участкам медленного спрединга и базальтового магматизма низкой продуктивности [Дмитриев и др., 1999]. Они приурочены к выходам мантийных массивных гипербазитов вблизи трансформных разломов Срединно-Атлантического хребта.

Источники второй группы наиболее тесно связаны с развитием рассматриваемых в статье рифтовых систем. Имеющиеся данные позволяют связать формирование месторождений углеводородов на шельфе о. Сахалин с процессами длительного (с позднего мела до настоящего времени) устойчивого растяжения в смежной глубоководной впадине Дерюгина и выводом верхнемантийных образований на поверхность дна в сферу седиментации [Разницин, 2017]. Рифтогенные процессы могли способствовать проникновению морской воды в толщу ультрамафитов, обеспечивая тем самым масштабные процессы их серпентинизации с сопутствующей генерацией углеводородов. Сдвигово-надвиговые движения могли способстовать тектоническому нагнетанию и латеральной миграции углеводородов в западном направлении с формированием нефтегазовых месторождений на шельфе о. Сахалин.

С глубинными источниками углеводородов предположительно связан уникальный потенциал Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна [Иванов и др., 2013; Тимурзиев, 2016; Разницин и др., 2019]. Согласно традиционным представлениям, газопроизводящей формацией в Западно-Сибирском бассейне является апт–альбская, а главной нефтематеринской служит киммеридж–волжская баженовская свита битуминозных глин [Объяснительная …, 1998]. Однако эти представления не объясняют всего комплекса имеющихся геологических данных. В частности, низкий генерационный потенциал юрско–меловой толщи не способный обеспечить балансовые расчеты по разведанным запасам [Тимурзиев, 2016]. Кроме того, залежи нефти и газа присутствуют в магматических, метаморфических и осадочных породах доюрского комплекса [Гилязова, 2009].

Для объяснения этих противоречий предложена схема образования углеводородных залежей Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна, в основе которой лежат представления об абиогенном глубинном генезисе углеводородов за счет низкотемпературной лизардит-хризотиловой серпентинизации мантийных перидотитов [Разницин и др., 2019]. Предполагаемый абиогенный синтез метана за счет серпентинизации ультрамафитов хорошо объясняет подпитку новыми порциями нефти и газа месторождений Западно-Сибирского бассейна в настоящее время.

Широкое развитие газопроявлений на всех Арктических шельфах указывает на существования очень продуктивного и обширного источника углеводородов. В частности, и Карский и Баренцевоморский регионы характеризуются резким преобладанием газовых и газоконденсатных залежей углеводородов над нефтяными [Объяснительная …, 1998]. Представления о серпентинизации верхнемантийных пород при развитии рифтогенных процессов в Арктическом регионе хорошо согласуются с данными наблюдениями и объясняют преимущественную генерацию газа.

Восходящая миграция газоносных флюидов является непременным условием для формирования залежей газогидратов – внешне сходной с сухим льдом субстанции, в которой молекулы газа, преимущественно метана, заключены в решетку из молекул воды. В ходе этого процесса восходящий газоносный флюид на определенной глубине достигает уровня стабильности газогидрата – фазовой границы, зависящей от соотношения температуры и давления [Hyndman et al., 1992; Shipley et al., 1979]. Выше этой границы формируется пласт газогидрата, а его подошва становится флюидоупором для поступающего снизу свободного газа. Для выделения скоплений газогидратов используют три основных критерия: ложные рефлекторы дна на подошве газогидрата (BSR), скачкообразное снижение скорости сейсмических волн на границе BSR при вхождении в подгидатные залежи свободного газа и “светлые пятна” (blankings), связанные с уменьшением амплитуды сейсмических волн [Валяев, 1999].

Залежи гидратов известны в разных геодинамических обстановках и далеко не всегда тяготеют к крупным нефтегазоносным провинциям (рис. 7). Многие залежи приурочены к тектонически и сейсмически активным областям. Широкое развитие газогидраты получили в аккреционных призмах, где внутренние напряжения в сминаемых осадочных толщах приводят к отжиму поровых вод, их обогащению углеводородами (преимущественно метаном) и восходящей миграции газоносных флюидов [Чамов, 2002]. В Арктическом регионе формирование залежей газогидратов тяготеет к рифтогенным структурам, в составе рассматриваемых в статье рифтовых систем (см. рис. 7). В составе ААРС известны залежи в Северо-Атлантическом сегменте и вдоль простирания системы Гренланско-Шпицбергенской зоны разломов. В Канадском Арктическом архипелаге многочисленные залежи газогидратов тяготеют к зоне линейных магнитных аномалий, протягивающихся с поднятия Альфа и выходами лав и даек на о. Элсмир. Гипотетическая Восточно-Тихоокеанская рифтовая система оказывается наиболее насыщенной залежами газогидратов как в море Бофорта на континентальном фланге рифтогенной оси Канадского бассейна, так и на аккреционной континентальной окраине Каскадия. В Беринговом море залежи газогидратов установлены на простирании сдвиговой зоны Ханна. В Охотско-Верхоянской рифтовой системе газогидраты развиты на северо-восточном склоне о. Сахалин, а в Западно-Сибирской – тяготеют к георазделу 80° с.ш.

Рис. 7.

Углеводородные провинции по данным [PETRODATA, 2000] и подтвержденные проявления газогидратов, по данным [Waite et al., 2020]. СОХ – Срединно-океанический хребет. Остальные обозначения см. рис. 2.

При активной генерации глубинного метана интенсивная миграция газоносных флюидов происходит как в подгидратной части осадочного разреза, так и в обрамлении областей их развития. Так, одноканальной сейсмической съемкой с борта НИС “Ян Майен” летом 2001 г. были выявлены интенсивные рефлекторы BSR в толще относительно молодых (0.78 млн лет) осадков вдоль западной континентальной окраины архипелага Свальбард [Vanneste et al., 2005]. Данная область наблюдения BSR и возможного накопления газогидратов ограничена крупными тектоническими структурами: разломной зоной Моллой, рифтом Книповича и тектоническим эскарпом – хребтом Вестнеса. В 2006 г. к юго-западу от района обнаружения BSR НИС “Ян Майен” в 24 рейсе НИС “Академик Николай Страхов” в толще хорошо стратифицированных осадков на бортах разломной зоны Моллой методом акустического профилирования были выявлены бесструктурные осветленные участки (blankings) разного размера [Чамов и др., 2008]. Появление таких пятен связано с уменьшением амплитуды сейсмических волн в интервалах разуплотненных осадков и тесно коррелирует с их гидратонасыщенностью. Были установлены многочисленные мелкие обособленные линзовидные пятна, ориентированные по напластованию и не прорывающие кровлю или подошву пластов. Наблюдались и более крупные округлые и вертикально вытянутые пятна, проникающие от пласта к пласту вкрест общему напластованию осадочных отложений. Эти образования маркируют пути миграции флюидов внутри осадочной толщи. Некоторые светлые пятна непосредственно приурочены к тектоническим нарушениям и имеют вид инъекционных субвертикальных структур (каналов) протяженностью от первых метров до нескольких десятков метров.

Повышенная плотность разломных нарушений, обусловленная схождением рифтовых систем в приполярной области, способствует нарушению сплошности залежей газогидратов и вечной мерзлоты. Следствием этого является вторичная, тектонически обусловленная, ремобилизация газов.

Следы дегазации широко проявлены как в осадочном чехле, так и в водной толще. Легко регистрируемым поисковым признаком придонных скоплений газогидратов метана являются газовые “факелы” – участки повышенной концентрации всплывающих со дна пузырьков газа. Плотность нахождения факелом сильно варьирует по площади и глубине. Так, более 250 газовых “факелов” установлено в диапазоне глубин 160–1400 м районе северо-восточного склона о. Сахалин [Саломатин, Юсупов, 2011]. Основное количество “факелов” расположено около изобаты 500 м [Баранов и др., 2011].

В рельефе морского дна в местах выбросов газа из осадочной толщи образуются кальдеры проседания (pockmarks). Развиты они чрезвычайно широко. Например, на восточном склоне о. Сахалин покмарки присутствуют в интервале глубин 500–1400 м практически повсеместно, за исключением сегмента, граничащего с Курильской котловиной [Баранов и др., 2011].

В северной части Баренцева моря с использованием многолучевого эхолота в 25 и 28 рейсах НИС “Академик Николай Страхов” было закартировано поле газовых воронок, 8 из которых достигали в поперечнике 170 м и глубины до 7 м [Соколов и др., 2020]. Поле газовых воронок совпадает с локальной аномалией насыщенности донных осадков углеводородными газами с концентрацией свыше 0.01 см³/кг [Яшин, 2004]. На этом же полигоне акустическим профилированием в верхней части осадочного чехла были установлены участки осветления и вертикальные каналы, свидетельствующие о присутствии в отложениях газонасыщенного водного флюида. В водной толще полигона применение оригинального метода обработки сонарных данных многолучевого эхолота [Соколов и др., 2017] позволило выявить “звукорассеивающие объекты” (ЗРО), связанные с восходящей миграцией газоносных флюидов из осадочного чехла. Тем самым было показано существование цепи взаимосвязанных процессов: восходящей миграции газоносных флюидов, повышения концентрации газов в донных осадках, деформации поверхности дна с образованием газовых воронок и разгрузки части флюидов в водную толщу.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Положение Арктического региона в приполярной области предопределило ряд специфических черт протекания рифтогенных процессов. К ним относится и интерференция собственно арктических, региональных, и внешних по отношению к ним, надрегиональных, рифтогенных процессов. Связано это с влиянием ротационного фактора на развитие крупных меридиональных рифтовых систем.

В основе влияния ротационного фактора на литосферу лежит ее стремление занять равновесное положение относительно оси вращения сфероида. Это достигается сочетанием двух видов движения: по направлению к экватору и вдоль него. Полюсобежное движение стремящихся к равновесному положению литосферных масс способствует появлению и обеспечивает возможность проградации в северном направлении меридиональных рифтов, а движения вдоль экватора приводят к их рассечению широтными трансформами на отдельные отрезки.

Два следствия развития рифтовых систем в северном направлении за счет оттока литосферных масс представляются особенно важными для понимания процессов в Арктическом регионе. К ним относятся прекращение действия движущих сил для дальнейшего развития рифта после достижения полюса и сближение встречно ориентированных меридиональных структур в приполярной области.

В пределах Арктического региона помимо Атлантико-Арктической выражены окончания Западно-Сибирской, Охотско-Верхоянской и, вероятно, Восточно-Тихоокеанской рифтовых систем. Траектория их развития во многом определялась наличием реологических неоднородностей континентальной литосферы, возникших в результате тектонической и магматической переработки на разных этапах геологической истории.

Развитие и сближение крупных субмеридиональных рифтовых систем во многом определили инициацию распада континентального массива Арктического региона и последующие трансформации его структуры. Кроме того, они оказали существенное влияние на формирование углеводордов и процессы дегазации в регионе.

Формирование глубоких грабеновых структур, выполненных значительными мощностями осадков благоприятно для накопления углеводородов. При этом проникновение разломов до глубин залегания верхнемантийных пород могло способствовать серпентинизации гипербазитов с выделением огромного количества метана. Гигантские залежи газогидратов на шельфах Арктических морей отражают масштабность этого процесса.

В тоже время, повышенная плотность разломных нарушений, обусловленная схождением рифтовых систем в приполярной области, способствует нарушению сплошности залежей газогидратов и вечной мерзлоты. Следствием этого является вторичная, тектонически обусловленная ремобилизация газов. Одним из проявлений этих процессов является широкое развитие кальдер проседания в местах выбросов газа и/или газоносных флюидов.