субстрат (рис. 5). Распределение осадочного чехла океанической котловины Норвежско-Гренландского бассейна контролируется структурой поверхности гетерогенного акустического фундамента (рис. 4), который по геолого-геофизическим характеристикам можно подразделить на океанический базальтовый фундамент, включающий гребневую зону хребта Книповича, абиссальную ступень и деструцированный континентальный Между континентальным и океаническим фундаментом по сейсмическим данным выделяется переходная зона [Шкарубо, 1996]. В пределах океанической котловины поверхность акустического фундамента в целом характеризуется наклоном в западном и восточном направлении от поднятия хребта Книповича. Наибольшая расчлененность рельефа фундамента наблюдается в области деструкции континентальной коры и в зоне неотектонической активности в гребневой зоне хребта. К западу от хребта Книповича, в Бореальной впадине, поверхность фундамента характеризуется мелкогрядовым расчленением. Вытянутые возвышенности и разделяющие их впадины ориентированы косо по отношению к простиранию хребта. К востоку от хребта осадочный чехол полностью снивелировал неровности тектонического рельефа и морфология подножия склона характеризуется аккумулятивными формами современного рельефа.

Очертания глубоководной впадины подчеркиваются конфигурацией флексурно-разломной зоны материкового склона, представляющей собой континентальный фундамент, разбитый системой листрических сбросов и перекрытый осадочным клином. В районе бровки континентального склона и мористее в структуре осадочного чехла континентальной окраины выделяются вытянутые, кулисно-расположенные периокеанические прогибы.

Характер распределения и сейсмофациальные черты комплексов отложений в котловине Норвежско-Гренландского моря свидетельствует о резкой смене обстановки осадконакопления на рубеже миоцена-плиоцена.

Рифтовая долина хребта Книповича имеет субмеридиональное простирание и на большом протяжении V-образный поперечный профиль (рис. 6). Крутизна склонов западного и восточного бортов меняется по простиранию рифтовой долины. В рифтовой долине наблюдаются многочисленные поднятия, которые в большинстве своем представляют собой действующие подводные вулканы с лавовыми потоками, зафиксированные сонарной съемкой [Crane et al., 1995]. Борта рифтовой долины осложнены террасовидными уступами, подчеркивающими блоковое строение гребневой зоны хребта. Эти ступенчатые сбросы нарушают базальтовый фундамент и весь перекрывающий его осадочный чехол, что указывает на сравнительно недавний возраст дислокаций растяжения. Уступы довольно часто размещены с 500-метровым шагом по глубине друг относительно друга. Как на восточном, так и на западном борту рифтовой долины наблюдается сокращение мощностей сейсмокомплексов в западном направлении. Это, возможно, указывает на "перехлест'' потоков осадков со Шпицбергенской окраины через районы расположения современной рифтовой долины. Можно также предположить, что глубина депрессии на месте современной рифтовой долины в момент отложения осадочных толщ была гораздо меньше. Последующий провал океанического ложа и образование рифта привели к многочисленным нарушениям чехла.

Цепь наиболее высоких вершин гребневой зоны хребта ассоциируется с 3 магнитной аномалией. Осевая аномалия ярко выражена только в северной части хребта Книповича. Вулканические породы хребта Книповича относительно обогащены натрием, кремнием, калием и обеднены железом [Сущевская и др., 1997; Neumann and Schilling, 1984]. В пределах рифтовой долины фиксируется современная гидротермальная активность [Poroshina et al., 1998].

Пробуренные на Гренландско-Шпицбергенском пороге скважины глубоководного океанического бурения (# 908 и 909) позволили выполнить стратиграфическую привязку сейсмических горизонтов. Детальный анализ сейсмических данных говорит о широком распространении олигоценового комплекса, который прослеживается вплоть до гребневой зоны хребта Книповича (рис. 7). Этот наиболее древний осадочный комплекс Норвежско-Гренландского моря, вскрытый океаническим бурением [Thiede et al., 1995], в пределах гребневой зоны хребта, по-видимому, сохранился фрагментарно в понижениях поверхности океанического фундамента, где на олигоценовый комплекс несогласно налегают неогеновые отложения. Поверхность несогласия, указывающая на восходящие блоковые движения, в гребневой зоне хребта Книповича фиксируется на многочисленных профилях (рис. 8, 9). Этот перерыв в осадконакоплении отмечен и в разрезе скважины 908 на хребте Ховгард, где отсутствуют миоцен-раннеплиоценовые отложения [Thiede et al., 1995].

Особенности геодинамической обстановки в зоне хребта.

Развитие в осадках гребневой зоны хребта стратиграфического перерыва, связанного с неотложением осадков или их возможным размывом позволяет предположить воздымание этой области дна. Судя по конседиментационным деформациям осадочных толщ, наблюдаемым на сейсмических разрезах и выраженным в "задирах'' горизонтов и выклинивании осадочных комплексов по направлению к выступам фундамента, данная область была охвачена воздыманием именно в предпозднемиоценовое время. Амплитуда вертикальных движений в первом приближении соизмерима с относительным превышением гребневой зоны хребта над сопряженной абиссальной равниной (Бореальная впадина) и может достигать 0,5-1,0 км. В это же время формируется цепь наиболее высоких вулканических вершин, составляющих современный подводный хребет и ограничивающий рифтовую долину.

Сейсмические профили, пересекающие рифтовую долину в южной части хребта Книповича, обнаруживают свидетельства цикличности процессов растяжения (рис. 10, 11). Осадочные толщи на плечах рифта, имеющие мощность до нескольких сотен метров, разбиты системой листрических разломов, относящихся по времени тектонического воздействия к единому импульсу неотектонической активизации. По-видимому, геодинамическая обстановка в районе хребта характеризовалась продолжительными фазами тектонического покоя, за которые успевала накопиться значительная по мощности осадочная толща, и кратковременными вспышками активизации тектонических процессов.

Величина постолигоценового горизонтального растяжения в северной части хребта Книповича ориентировочно оценивается сложением проекций на горизонтальную плоскость мест отсутствия олигоценовых пород, что примерно соответствует ширине рифтовой долины (порядка 20 км) и суммарной горизонтальной амплитуде сбросовых нарушений (до 1,5 км). Особенности строения гребневой зоны хребта Книповича позволяют предположить в качестве ведущего механизма его образования возможное формирование сводового поднятия и его последующий раскол.

Эпицентры землетрясений в зоне хребта Книповича распределены неравномерно (рис. 12). Наблюдается сгущение эпицентров в пределах рифтовой долины в одних местах и их латеральной разрозненности в других [Аветисов, 1996, 1998; Аветисов и др., 1999; Sigmond, 1992]. Несколько севернее 76o с.ш. гребневая зона нарушена косо-ориентированным грабеном север-северо-западного простирания, за пределами рифтовой долины грабен полностью компенсирован осадками. К зоне грабена приурочены эпицентры землетрясений [Аветисов, 1998], фокальные механизмы которых свидетельствуют о режиме нормального сброса в направлении ЗЮЗ-ВСВ, т.е. ортогонально по отношению к основному для хребта Книповича направлению растяжения (ЗСЗ-ВЮВ). Норвежские исследователи [Eiken, 1994] закартировали тройное сочленение рифтовой долины с небольшим грабеном в районе 77o с.ш. Все это говорит о разнонаправленных напряжениях растяжения в пределах хребта.

Простирание линеаментов, выраженное в рельефе и подчеркиваемое структурными чертами базальтового фундамента отражает как параллельные растяжения, так и дискордантные ей структурные элементы: тектонические нарушения и вулканические (экструзивные) формы рельефа. Положение тектонических нарушений на западном фланге, по-видимому, наследует более древние, которые просматриваются в структуре аномального магнитного поля [Olesen et al., 1997] и имеют северо-восточное простирание.

Поперечные разломы.

Существующие геодинамические модели, основанные на анализе структуры аномального магнитного поля, сейсмических и батиметрических данных [Батурин, 1990; Шкарубо, 1996, 1999; Ohta, 1982; Talwani and Eldholm, 1977], предполагают многочисленные смещения оси хребта по системе поперечных разломов. Однако более детальные батиметрические построения (рис. 6) не подтвердили значительных сдвиговых перемещений в пределах гребневой зоны хребта и его рифтовой долины. Сравнение батиметрических карт и карты аномального магнитного поля [Olesen et al., 1997] убедительно показывает несогласное положение современной рифтовой долины и простираний магнитных аномалий. В этой связи можно предположить, что современная рифтовая зона хребта Книповича возникла в результате перескока оси спрединга в восточном направлении, произошедшем в позднем миоцене. Новая ось растяжения при этом испытывала стремление максимально "спрямить'' свое простирание.

Полученные при драгировании в пределах хребта Книповича базальты по своему химическому составу отвечают вулканитам срединных хребтов, ни один из образцов не имеет свойств, характерных для базальтов трансформных разломов [Сущевская и др., 1997; Neumann and Schilling, 1984]. Среди хребтов и разломных зон Норвежско-Гренландского моря хребет Книповича выделяется самым низким уровнем сейсмической активности, а сильные землетрясения наиболее часты как раз в зонах трансформных разломов [Аветисов, 1998]. Вместе с тем, анализ сейсмического разреза 89239 (рис. 13), ориентированного вдоль простирания хребта и проходящего через его гребневую зону и рифтовую долину от 73o с.ш. до 77o с.ш., обнаруживает густую сеть мелких и крупных неотектонических нарушений, придающих этой области "клавишную'' структуру. Можно рассуждать о том, относятся ли эти нарушения к трансформным, а также о величине сдвиговой компоненты вдоль этих нарушений. Более детальные исследования в будущем, безусловно, дадут исчерпывающий ответ на эти вопросы.

Заключение

Детальное изучение батиметрии, сейсмоакустических и многоканальных сейсмических профилей, а также данных о современной сейсмичности хребта Книповича обнаруживает его дискордантное положение по отношению к окружающим структурам, что позволяет связать его формирование с новейшими, наложенными тектоническими процессами. Являясь в настоящее время активным центром спрединга и характеризуясь хорошо выраженной рифтовой долиной, множеством действующих подводных вулканов, участками гидротермальной активности и современной сейсмичностью, хребет Книповича не обнаруживает четко выраженного непрерывного разрастания океанического ложа. Процессы растяжения характеризуются цикличностью: импульсы резкого усиления тектонической и магматической активности чередуются с продолжительными периодами покоя. В различных сегментах рифтовой зоны хребта импульсы растяжения с образованием нормальных или листрических сбросов и внедрения базальтовых экструзий проявляются неодновременно.

Локализация океанического рифта хребта Книповича в восточной части котловины Норвежско-Гренландского бассейна, в непосредственной близости Западно-Шпицбергенской окраины, произошла в миоценовое время. Вывод сделан на основе анализа сейсмических разрезов, имеющих стратиграфическую привязку по фаунистически охарактеризованным разрезам скважин глубоководного океанического бурения.

Вышесказанное свидетельствует об особенностях строения хребта Книповича, аномальных для типичных срединно-океанических хребтов. Хребет Книповича представляется скорее как молодой океанический рифт, который образовался в миоценовое время, но структурно не оформленный к настоящему времени как срединно-океанический хребет.

Литература

Аветисов Г. П., Сейсмоактивные зоны Арктики, 185 с., ВНИИОкеангеология, С-Пб., 1996.

Аветисов Г. П., Особенности геодинамики зоны подводного хребта Книповича (Норвежско-Гренландский бассейн), Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона, Выпуск 2, c. 46-57, ВНИИОкеангеология, С-Пбс., 1998.

Аветисов Г. П., Верба В. В., Степанова Т. В., Геодинамика подводного хребта Книповича (Норвежско-Гренландский бассейн), Материалы международной конференции "Геодинамика и геоэкология'' РАН РФ, c. 4-5, Архангельск, 1999.

Батурин Д. Г., Западная континентальная окраина архипелага Шпицберген - тектоника и седиментация, В кн.: Геология осадочного чехла Шпицбергена (ред. А. А. Красильщиков, М. Н. Мирзаев), c. 125-135, ПГО "Севморгеология'', 1986.

Батурин Д. Г., Структура и геодинамика области трансформных разломов Моллой в системе срединных хребтов Норвежско-Гренландского океанического бассейна, Океанология, 30, Вып. 3, 436-442, 1990.

Батурин Д. Г., Сейсмостратиграфия осадочных бассейнов Западно-Шпицбергенской континентальной окраины, Отечественная геология, (10), 67-74, 1992.

Батурин Д. Г., Структура осадочного чехла и развитие Шпицбергенской континентальной окраины, В кн.: Осадочный чехол Западно-Арктической метаплатформы (тектоника и сейсмостратиграфия), c. 35-47, Мурманск, 1993.

Батурин Д. Г., Нечхаев С. А., Глубинное строение Шпицбергенского краевого плато северо-восточной части Гренландского моря, Докл. АН СССР, 306, (4), 925-930, 1989.

Карасик А. М., Куташова А. И., Позднякова Р. А., Рождественский С. С., Норвежско-Гренландский бассейн, В кн.: Геофизические характеристики земной коры Атлантического океана, c. 17-49, Недра, Л., 1985.

Клитин К. А., Структура осадочного чехла Шпицбергенской акватории Северной Атлантики, Бюл. МОИП, Отд. геол., 58, Вып. 3, 30-41, 1983.

Клитин К. А., Соотношение Нордкапского платформенного и Западно-Баренцевского периокеанического прогибов, Изв. АН СССР, Сер. геол., (5), 108-114, 1988.

Матишов Г. Г., Дно океанов в ледниковый период, 176 с., Недра, Л., 1984.

Нарышкин Г. Д., Рельеф дна Северного Ледовитого океана, масштаб 1:5 000 000, Проекция стереографическая, ГУНиО МО, ВНИИОкеангеология, РАН, С-Пб, 1998.

Рудич Е. М., Движущиеся материки и эволюция океанического ложа, 272 с., Недра, Москва, 1983.

Савостин Л. А., Батурин Д. Г., Сейсмостратиграфия и кайнозойская история континентальной окраины Гренландского моря в районе южного окончания архипелага Шпицберген, Докл. АН СССР, 291, (6), 1458-1462, 1986.