Аномальное строение хребта Книповича

Аномальное с троение хребта Книповича Содержание · Аннотация · Вве дение · Фактический материал · Методика исследований · Палеогеографическая эво люция Норвежско-Гренландского моря · Обсуждение · Заключение · Литература Аннотация Анализ батиметрии , данных сейсмоак устических исследований и профилирования МО В ОГТ , а также исследования современной се йсмичности хребта Книповича обнаруживает его несогласное в тектоническом плане положение п о отношению к окружающим структурам , что п озволяет отнести его к новейшим , наложенным образованиям . Время заложения хреб т а Книповича , как океанического рифта , по и меющимся геолого-геофизическим материалам относится к миоценовому времени . Простирание линеаментов , подчеркиваемое глубинной структурой и совре менной топографией дна в западном фланге хребта и в пределах его гребн е вой зоны , по-видимому , отражает геометрию полей напряжений и динамику тектонических движений , отличающихся от современного структурно го плана . По степени выраженности структурных элементов и изменчивой направленности тектон ического развития , нетипичных дл я ср единно-океанических хребтов , хребет Книповича пред ставляет собой океанический рифт , находящийся на стадии своего структурного оформления . Введение Район хребта Кн иповича многие годы служит полигоном комплекс ных и специальных исследований международны х научно-исследовательских судов . Повыш енный интерес ученых всего мира к этому региону не случаен : архипелаг Шпицберген и прилегающий Норвежско-Гренландский океанический бассейн являются ключевыми структурами для по нимания тектоники и эволюции западног о сектора Арктического региона и развития структурных связей между Северной Атлантикой и Северным Ледовитым океаном в позднем кайнозое . Большинством исследователей признается спрединговая природа хребта Книповича в Норве жско-Гренландско м бассейне . Наличие хоро шо выраженной рифтовой долины , современная се йсмичность в районе хребта , знакопеременное м агнитное поле , казалось бы , позволяют относить его к обычному звену мировой системы срединно-океанических хребтов . В то же время , многие "аном а льные '' черты строени я данной морфоструктуры не укладываются в рамки традиционных концепций и требуют еще своего объяснения . Фактический ма териал Рис . 1 Рис . 2 В основу работы положены матер иалы сейсмических и сейсмоакустических исследова ний Морской арктической геологоразведочной экспе диции (МАГЭ , г. Мурманск ) [ Бат урин, 1990 , 1992 , 1993 ; Батурин , Нечхаев, 1989 ; Шкарубо, 1996 , 1999 ], а также сейсмически е материалы Бергенского Университета (Норвегия ), Норвежского Нефтяного Директората и Федеральн ой геологической службы Германии (BGR, Ганновер ) [ Eiken, 1994 ; Faleide et al., 1996 ; Gabrielsen et al., 1990 ; Hinz and Schluter, 1978 ] ( рис. 1 ). В анализ включены ба тиметрические карты [ Матишов, 1984 ; Нарышкин, 1998 ; Cherkis and Vogt, 1994 ; Crane et al., 1995 ; Ohta, 1982 ], результаты донного пробоотбора [ Neumann and Schilling, 1984 ], глубоководного океанического бурен ия [ Talwani and Udintsev, 1976 ; Thiede et al., 1995 ] и картировочного бурения на Западно-Баренцевской окраине [ Eidvin et al., 1993 ; Saettem et al., 1994 ]. Кроме того , использовались изда нные карты аномального магнитного и гравитаци онного полей [ Faleide et al., 1984 ; Olesen et al., 1997 ]. Методика иссле дований Рис . 2 Пр едлагается комплексный анализ широкого спектра геолого-геофизических данных , как оригинальных , так и опубликованных . Была составлена обзорна я батиметрическая карта , куда были сведе ны изданные к настоящему времени батиметричес кие схемы и карты разных масштабов . Эти карты были уточнены на основе сейсмоакусти ческих профилей , выполненных в 1986-1990 гг . Морской арктической геологоразведочной экспе д ицией . Для наиболее обеспеченной сейсмоак устическими данными северной части хребта Кни повича (76 o с.ш .-79 o с.ш .) была составлен а детальная батиметрическая карта . Район южне е 76 o с.ш . на пр иведенной схеме ( рис. 2 ) характеризуется более сх ематичным изображением рельефа дна . Линеаментный анализ этих карт , наряд у с сейсми ческими материалами , послужил основой для выд еления неотектонических нарушений в гребневой зоне хребта Книповича . Далее был выполнен сейсмостратиграфический анализ материалов многоканального сейсмического профилирования . Для уточнения особенност ей строения осадочного чехла глубоководной котл овины Норвежско-Гренландского моря с учетом с ейсмостратиграфических схем разных авторов [ Батурин, 1986 , 1992 ; Савостин , Батурин, 1986 ; Шкарубо, 1999 ; Faleide et al., 1996 ; Hinz and Schluter, 1978 ] была проведена увязка сейсмиче ских горизонтов. Стратиграфическая привязка опорных отражающих горизонтов базируется , в о тличие от предшествующих работ , в том числ е и на данных глубоководного океанического бурения в проливе Фрама . В гребневой зоне хребта Книповича , отл ичающейся контрастным строением , г де непр ерывное прослеживание отражающих горизонтов затр уднено , расчленение осадочного чехла основывалось на методе определения и идентификации "ст руктурных стилей '' отдельных комплексов . Выделение сейсмостратиграфических комплексов в небольших изолированн ы х впадинах производилось по ряду характерных признаков . Таковыми с лужат : характер сейсмической записи , несущей к освенную информацию о фациальном составе осад ков ; степень и вид деформаций осадочных то лщ ; характер соотношений комплексов между соб ой и с акус т ическим фундаментом . Правомерность применения подобных методических приемов диктуется отсутствием прямых геологиче ских наблюдений в многочисленных изолированных впадинах , террасах , "карманах '' и т.д ., датирова ние осадочного чехла которых необходимо для пр о ведения палеотектонических реконс трукций . Палеогеографическа я эволюция Норвежско-Гренландского моря Проведение глубоков одного океанического бурения в южной части Норвежско-Гренландского моря (плато Воринг , Лофо тенская и Норвежская котловины, Исландское плато ) [ Talwani and Udintsev, 1976 ] выяв ило основные этапы образования океанической котловины . Палеоцен-эоценовый осадочный чехол в ряде мест был сфор мирован в мелководных условиях , и только н есогласно перекрывающие их миоценовые и плиоц ен-четвертичные осадки могут быть с увереннос тью отнесены к батиальным . Присутствие в разрезах глубоководных скважин выраженных стратиграфических перерывов позволило некоторым исследователям предполагать , что для части современной акватории Норвежско-Гренландского моря раннеолигоцен-среднемиоценовое время характе р изовалось поднятием и даже континентальн ыми условиями [ Рудич, 1983 ]. Согласно плитотектонической гипотезе времене м заложения южной части Норвежско-Гренландского моря считается эпоха 24 магнитной аномалии (56-58 млн лет назад ) [ Talwani and Eldholm, 1976 ]. Однако наличие здесь аномальны х по составу базальтов и несоответствие в озраста базальтов , вскрытых глубок оводным бурением , возрасту линейных магнитных аномалий послужило основанием для разработки тектоничес ких моделей , альтернативным плитотектоническим [ Рудич, 1983 ; Удинцев, 1982 ]. Ведущими процессами океанообразова ния в этих моделях являются тафрогенез , тр аппогенез , океанизация и рифтогенез . Кроме тог о , предполагалось , что срединно-океанические хребты сформиров ались на одной из заключите льных стадий образования океанической котловины Норвежско-Гренландского моря [ Руди ч, 1983 ]. В системе периокеанических прогибов , окай мляющих материковые окраины , отлагались , в осн овном , кайнозойские осадки . В то же время резкое увеличение мощностей верхнемеловых по род на Западно- Баренцевской окраине [ Gabrielsen et al., 1990 ], а так же на плато Во ринг [ Sigmond, 1992 ] в сторону современ ной о кеанической впадины свидетельствует в пользу докайнозойского возраста заложения системы перио кеанических прогибов , расположенных южнее разломн ой зоны Сенья . Обнаружение в разрезах глуб оководных скважин наряду с вулканитами океани ческого фундамента да е к и силлов , имеющих более поздний возраст , чем перек рывающие осадки [ Talwani and Udintsev, 1976 ], свидетельствует о продолжавшихся магматических процессах . Подобные соотношения я вляются характерными для зон перехода от континента к котловинам Норвежско-Гренландского м оря , где осадочные толщи постепенно замещ аются туфами и лавами океанической ко ры [ Клитин, 1983 , 1988 ]. Такие структуры в пределах Восточно-Гренлан дской окраины , выявленные сейс мическими исследованиями , названы "псевдоэскарпами '' [ Larsen, 1990 ]. Рис . 3 Бо лее близкими к предмету обсуждения являются результаты бурения скважин 908, 909 в проливе Ф рама , находящихся непосредственно к северо-западу от хребта Книповича [ Thiede et al., 1995 ] ( рис. 3 ). Полученные материалы сви детельствуют об изолированности существовавшего здесь в олигоценовое время морского бассейна . Анализ габитуса скелетов силикофлагелля т Cannopilus hemispaericus, Dictyocha bryonalis, Distephanus crux, D. paulii подтверждает весьма ограниченно е влияние поверхностных вод Северной Атлантик и [ Locker, 1996 ]. Сходство перечисленных видов с комплексами Западной Сибири и Урала указ ывает на возможные палеогеографические связи с востоком через Аркт ический бассейн или через Баренцево море . Палеогеновые диатомовые комплексы в скваж ине 908, расположенной к северо-западу от хребта Книповича , в пределах асейсмичного хребта Ховгард , характеризуются эпифитичными формами , указывающими на неритовую и прибре жную обстановку с низкой соленостью . Прибрежную палеообстановку подтверждают обнаруженные здесь эпипелические (растущие на мягком осадке ), эпип саммитовые (растущие на песчаном дне ), эпибенти чные диатомовые таксоценозы . Этот вывод сдела н на основе анализа с овременных экологических обстановок обитания родов Paralia, Diploneis, Cocconeis, Grammatophora, Rhaphoneis и др . [ Scherer and Kocc, 1996 ]. Комплекс палеогеновых диатомовых в скважине 908 свидетельствует также о высоко й скорости седиментации в обстановке континен та льного шельфа с палеоглубинами в пе рвые сотни метров . Довольно часто встречаются пресноводные диатомовые , представляющие прибрежн ые болота и марши (ацидофильные диатомовые родов Eunotia и Pinnularia) [ Scherer and Kocc, 1996 ]. Некоторые формы , встречающиеся в скважине 908, описаны в олигоценовых осадках Запад ной Сибири , где они также свид етельствуют о слабосоленой среде обитания в прибрежной обстановке . Комплексы бентосных ф ораминифер в палеогеновых осадках северной ча сти Норвежско-Гренландского бассейна указывают на обстановку несколько более глубокого шельф а [ Ostermann and Spiegler, 1996 ]. В течение миоцена п рол ив Фрама отличался высокими темпами осадконак опления и был изолированным относительно глуб оководным бассейном , о чем свидетельствуют ис следования агглютинирующих бентосных фораминифер . Эта обстановка седиментации благоприятствовала с охранению комплексо в агглютинирующих бе нтосных фораминифер в течение более длительно го времени , чем в Северной Атлантике , где они исчезли гораздо раньше [ Ostermann and Spiegler, 1996 ]. Изоляция придонных вод от остальной Северной Атлантики подтверждается такж е отсутствием карбонатной фауны в скважине 909. Перечисленные особен ности указывают н а изолированность бассейнов северной части Но рвежско-Гренландского моря , а также на экстрао рдинарную динамику формирования глубоководной вп адины с высокими скоростями тектонического по гружения в миоцене и особенно в плиоцен-че твертичное в р емя . Обсуждение Строение океанической котловины . Для выяснения с труктурного и генетического типа хребта Книпо вича , а также для реконструкции тектонических и геодинамических процессов , ответственных з а образование современной мор фоструктуры гребневой зоны хребта и рифтовой долины , н еобходимо обратиться , прежде всего , к общему строению котловины северной части Норвежско-Гре нландского бассейна . Согласно плитотектонической гипотезе образов ания Норвежско-Гренландского бассейна [ Talwa ni and Eldholm, 1977 ] раскрытие его северной части н ачалось 36 млн лет назад (13 аномалия ), когда Северо-Американская и Евразийская плиты отделились друг от друга , в результате че го образовался океанический рифт . Из подобног о сценария тектонической эволюции следует , чт о олигоценовые отложения , как синхронн ы е начальному этапу раскрытия океаническог о бассейна , должны локализоваться у противопо ложных материковых окраин в периокеанических прогибах , а перекрывающие их миоценовые и плиоцен-четвертичные отложения должны характеризовать ся более широким распростране н ием , вплоть до зоны хребта . Рис . 4 Рис . 5 субстрат ( рис. 5 ). Распределение осадочного чехла ок еанической котловины Норвежско-Гренландского бассейна контролируется ст руктурой поверхности гетерогенного акустического фундамента ( рис. 4 ), который по геолого-геофиз ическим характеристикам можно подразделить на океанический базальтовый фундамент , включающий гребневую зону хребта Книповича , абиссальную ступ ень и деструцированный континентальный Между континентальным и океаническим фундамент ом по сейсмическим данным выделяется переходн ая зона [ Шкарубо, 1996 ]. В пределах океанической котлов ины поверхность акустического фундамента в це лом характеризуется наклоном в западном и восточном направлении от поднятия хр еб та Книповича . Наибольшая расчлененность рельефа фундамента наблюдается в области деструкции континентальной коры и в зоне неотектониче ской активности в гребневой зоне хребта . К западу от хребта Книповича , в Бореальной впадине , поверхность фундамента хар а ктеризуется мелкогрядовым расчленением . Вытян утые возвышенности и разделяющие их впадины ориентированы косо по отношению к прости ранию хребта . К востоку от хребта осадочны й чехол полностью снивелировал неровности тек тонического рельефа и морфология поднож и я склона характеризуется аккумулятивными формами современного рельефа . Очертания глубоководной впадины подчеркивают ся конфигурацией флексурно-разломной зоны материк ового склона , представляющей собой континентальны й фундамент , разбитый системой листрически х сбросов и перекрытый осадочным клин ом . В районе бровки континентального склона и мористее в структуре осадочного чехла континентальной окраины выделяются вытянутые , к улисно-расположенные периокеанические прогибы . Характер распределения и сейсмофациальны е черты комплексов отложений в котлов ине Норвежско-Гренландского моря свидетельствует о резкой смене обстановки осадконакопления на рубеже миоцена-плиоцена . Рис . 6 Ри фтовая долина хребта Книповича имеет субмерид иональное простирание и на большом протяжении V-образный поперечный профиль ( рис. 6 ). Крутизна склонов западно го и восточного бортов меняется по простиранию рифтовой долины . В рифтовой долин е наблюдаются многочисленные поднятия , которые в большинстве своем представляют собой дей ствующие подводные вулканы с лавовыми потокам и , зафиксированные сонарной съемкой [ Crane et al., 1995 ]. Борта рифтовой долины осложнен ы террасовидными уступами , по дчеркивающими блоковое строение гребневой зоны хребта . Эт и ступенчатые сбросы нарушают базальтовый фун дамент и весь перекрывающий его осадочный чехол , что указывает на сравнительно недавн ий возраст дислокаций растяжения . Уступы дово льно часто размещены с 5 00-метровым шагом по глубине друг относительно друга . Как на восточном , так и на западном борту рифтовой долины наблюдается сокращение мощностей сейсмокомплексов в западном направле нии . Это , возможно , указывает на "перехлест '' потоков осадков со Шпицберге н ской окраины через районы расположения современной рифтовой долины . Можно также предположить , что глубина депрессии на месте современной рифтовой долины в момент отложения осадо чных толщ была гораздо меньше . Последующий провал океанического ложа и образов а ние рифта привели к многочисленным на рушениям чехла . Цепь наиболее высоких вершин гребневой зоны хребта ассоциируется с 3 магнитной аном алией . Осевая аномалия ярко выражена только в северной части хребта Книповича . Вулканич еские породы хребта Книповича от носительн о обогащены натрием , кремнием , калием и об еднены железом [ Сущевская и др., 1997 ; Neumann and Schilling, 1984 ]. В пределах рифтовой долины фиксируется современная гидротермальная активность [ Poroshina et al., 1998 ]. Рис . 7 Рис . 8 Рис . 9 Пр обуренные на Гренландско-Шпицбергенском пороге ск важины глубоководного океанического бурения (# 908 и 909) позволили выполнить стратиграфическую привязку сейсмических горизонтов . Детальный анализ се йсмических данных говорит о широком рас пространении олигоценового комплекса , который про слеживается 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 п оверхности океанического фундаме нта , где на олигоценовый комплекс несогласно налегают неогеновые отложения . Поверхность н есогласия , указывающая на восходящие блоковые движения , в гребневой зоне хребта Книповича фиксируется на многочисленных профилях ( рис. 8 , 9 ). Этот перерыв в осадконакоплени и отмечен и в разрезе скважины 908 на хр ебте Ховгард , где отсутствую т миоцен-ранне плиоценовые отложения [ Thiede et al., 1995 ]. Особенно сти геодинамической обстановки в зоне хребта . Развитие в осад ках гребневой зоны хребта стратиграфическо го перерыва , связанного с неотложением осадков или их возможным размывом позволяе т предположить воздымание этой области дна . Судя по конседиментационным деформациям осадоч ных толщ , наблюдаемым на сейсмических разреза х и выраженным в "задирах '' горизонтов и выклинивании осадочных комплексов по направлению к выступам фундамента , данна я область была охвачена воздыманием именно в предпозднемиоценовое время . Амплитуда вертика льных движений в первом приближении соизмерим а с относительным превышением гребневой зо н ы хребта над сопряженной абиссал ьной равниной (Бореальная впадина ) и может достигать 0,5-1,0 км . В это же время формируетс я цепь наиболее высоких вулканических вершин , составляющих современный подводный хребет и ограничивающий рифтовую долину . Рис . 10 Рис . 11 Се йсмические профили , пересекающие рифтовую долину в южной ч асти хребта Книповича , о бнаруживают свидетельства цикличности процессов растяжения ( рис. 10 , 11 ). Осадочн ые толщи на пле чах рифта , имеющие мощность до нескольких сотен метров , разбиты системой листрических р азломов , относящихся по времени тектонического воздействия к единому импульсу неотектоническо й активизации . По-видимому , геодинамическая обстано вка в рай о не хребта характеризова лась продолжительными фазами тектонического поко я , за которые успевала накопиться значительна я по мощности осадочная толща , и кратковре менными вспышками активизации тектонических проц ессов . Величина постолигоценового горизонтального растяжения в северной части хребта Книповича ориентировочно оценивается сложением п роекций на горизонтальную плоскость мест отсу тствия олигоценовых пород , что примерно соотв етствует ширине рифтовой долины (порядка 20 км ) и суммарной горизонтальной амплит у де сбросовых нарушений (до 1,5 км ). Особен ности строения гребневой зоны хребта Книпович а позволяют предположить в качестве ведущего механизма его образования возможное формиров ание сводового поднятия и его последующий раскол . Рис . 12 Эп ицентры землетрясений в зоне хребта Книповича распределены неравноме рно ( рис. 12 ). Наблюдается сгущение эпи центров в пред елах рифтовой долины в одних местах и их латеральной разрозненн ости в других [ Аветисов, 1996 , 1998 ; Аветисов и др., 1999 ; Sigmond, 1992 ]. Несколько севернее 76 o с.ш . гребневая зона нару шена косо-ориентированным грабеном север-северо-западн ого простирания , за пределами рифтовой долины грабен полностью компенсирован осадками . К зоне грабена приурочены эпицентры землет рясений [ Аветисов, 1998 ], фокальные механизмы которых св идетельствуют о режиме нормального сброса в направлении ЗЮЗ-ВСВ , т.е . ортогонально по о тношению к основному для хребта Книповича направлению растяжения (ЗСЗ-ВЮВ ). Норвежские иссл едователи [ Eiken, 1994 ] закартировали тройное сочленение рифтовой долины с небольшим грабеном в районе 77 o с.ш . Все это говорит о разнонаправленных напряж ениях растяжения в пределах хребта . Простирание линеаментов , выраженное в рел ьефе и подчеркиваемое структурными чертами ба зальтового фундамента отражает как параллельные растяжения , так и дискорд антные ей структурные элементы : тектонические нарушения и вулканические (экструзивные ) формы рельефа . По ложение тектонических нарушений на западном ф ланге , по-видимому , наследует более древние , кот орые просматриваются в структуре аномального магнитного по л я [ Olesen et al., 1997 ] и имеют северо-восточное про стирание . Поперечн ые разломы . Существующие геодинамические модели , основанные на анализ е структуры аномального магнитного поля , сейс мических и батиметрических данных [ Батурин, 1990 ; Шкарубо, 1996 , 1999 ; Ohta, 1982 ; Talwani and Eldholm, 1977 ], предполагают многочисленные смещен ия оси хребта по системе поперечных разло мов . Однако более детальные батиметрические п остроения ( рис. 6 ) не подтвердили значитель ных сдвиговых перемещений в пределах гр ебневой зоны хребта и его рифтовой долины . Сравнение батиметрических карт и ка рты 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 р езультате перескока оси спрединга в восточном направлении , произошедшем в позднем миоцене . Новая ось растяжения при этом испытывала стремление максимально "спрямить '' свое прости рание . Рис . 13 П олученные 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 к ак раз в зонах трансформн ых разломов [ Аветисов, 1998 ]. Вместе с тем , анализ с ейсмического разреза 89239 ( рис. 13 ), ориентированного вдоль простирания хребта и проходящего через его гребневую зону и рифтовую долину от 73 o с.ш . до 77 o с.ш ., обнаруживает густ ую сеть мелких и крупных неотектонических нарушений , придающих этой области "клавишную '' структуру . Можно рассуждать о том , отн осятся ли эти нарушения к трансформным , а также о величине сдвиговой компоненты вд оль этих нарушений . Более детальные исследова ния в будущем , безусловно , дадут исчерпывающий ответ на эти вопросы . Заключен ие Детальное изуч ение батиметрии , сейсмоакустических и мно гоканальных сейсмических профилей , а также да нных о современной сейсмичности хребта Книпов ича обнаруживает его дискордантное положение по отношению к окружающим структурам , что позволяет связать его формирование с н овейшими , наложенными тектоническими процесса ми . Являясь в настоящее время активным цен тром спрединга и характеризуясь хорошо выраже нной рифтовой долиной , множеством действующих подводных вулканов , участками гидротермальной акт ивности и современной сейсми ч ностью , хребет Книповича не обнаруживает четко в ыраженного непрерывного разрастания океанического ложа . Процессы растяжения характеризуются цикли чностью : импульсы резкого усиления тектонической и магматической активности чередуются с продолжительными пери о дами покоя . В различных сегментах рифтовой зоны хребта и мпульсы растяжения с образованием нормальных или листрических сбросов и внедрения базальто вых экструзий проявляются неодновременно . Локализация океанического рифта хребта Кн иповича в восточной части котловины Нор вежско-Гренландского бассейна , в непосредственной близости Западно-Шпицбергенской окраины , произошла в миоценовое время . Вывод сделан на осн ове анализа сейсмических разрезов , имеющих ст ратиграфическую привязку по фаунистически охарак теризован н ым разрезам скважин глубоко водного океанического бурения . Вышесказанное свидетельствует об особенностя х строения хребта Книповича , аномальных для типичных срединно-океанических хребтов . Хребет Книповича представляется скорее как молодой о кеанический рифт, который образовался в миоценовое время , но структурно не оформленны й к настоящему времени как срединно-океаничес кий хребет . Литература Аветисов Г . П ., Сейсмоактивные зоны Арктик и, 185 с ., ВНИИОкеангеология , С-Пб ., 1996. Аветисов Г . П ., Особенности геодин амики зоны подводного хребта Книповича (Норве жско-Гренландский бассейн ), Геолого-геоф изические 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 "Геод инамика и геоэкология '' РАН РФ, c. 4-5, Архангельск , 1999. Батурин Д . Г ., Западная континента льн ая окраина архипелага Шпицберген - тект оника и седиментация , В кн .: Геология осадочного чехла Шпицбергена (ред . А. А. Красильщиков , М. Н. Мирзаев ), c. 125-135, П ГО "Севморгеология '', 1986. Батурин Д . Г ., Структура и гео динамика области трансформны х разломов Мо ллой в системе срединных хребтов Норвежско-Гр енландского океанического бассейна , Океанология , 30, Вып. 3, 436-442, 1990. Батурин Д . Г ., Сейсмостратиграфия осадочных бассейнов Западно-Шпицбергенской континента льной окраины , Отечественн ая геология, (10), 67-74, 1992. Батурин Д . Г ., Структура осадочног о чехла и развитие Шпицбергенской континентал ьной окраины , В кн .: Осадочный чехол Западно-Арктической метаплатформы (тектоника и сейсмостратиграфия ), c. 35-47, Мурманс к , 1993. Батурин Д . Г ., Нечхаев С . А ., Глубинное строение Шпицбергенского краевого п лато 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 -Гр енландский бассейн , В кн .: Геофи зические характеристики земной коры Атлантическо го океана, c. 17-49, Недра , Л ., 1985. Клитин К . А ., Структура осадочног о чехла Шпицбергенской акватории Северной Атл антики , Бюл . МОИП , Отд . геол ., 58, Вып. 3, 30- 41, 1983. Клитин К . А ., Соотношение Нордкап ского платформенного и Западно-Баренцевского пери океанического 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 ., Рел ьеф дна Северного Ледовитого океана, масштаб 1:5 000 000, Проекция стереографическая , ГУН иО МО , ВНИИОкеангеология , РАН , С-Пб , 1998. Рудич Е . М ., Движущ иеся материки и эволюция океанического ложа, 272 с ., Недра , Мос ква , 1983. Савостин Л . А ., Батурин Д . Г ., Сейсмостратиграфия и кайнозойская история кон тинентальной окраины Гренландского моря в рай оне южного окончания архипелага Шпицберген , Докл . АН СССР , 291, (6), 1458-1462, 1986.