11. Рельеф северного сегмента хребта Книповича определяется сложно построенной зоной перехода от континента к рифтогенным структурам зарождающегося океана, структурный парагенез которой определяется эволюцией крупномасштабного правого сдвига (Crane et al., 2001). Поле напряжений в этой тектонически активной зоне обуславливает деформации по двум основным направлениям: северо-восточному и северо-западному. Сопутствующие сдвигу процессы растяжения и сжатия маркируются в рельефе многочисленными системами сбросов и взбросов различной амплитуды.
12. Рифтовая долина северного сегмента хребта Книповича представляет собой сложно построенную зону, разбитую на систему впадин, имеющих в плане ромбовидную форму. Рельеф в пределах днища рифтовой долины с севера на юг от бассейна к бассейну меняется от выровненного до сложного грядово-холмистого. Амплитуда рельефа достигает местами 150 м. Впадины разделены неовулканическими хребтами, высота которых увеличивается при движении от сегмента к сегменту с севера на юг. Борта рифтовой долины осложнены серией террас и ступеней. Ступени, как правило, смещены друг относительно друга, что позволяет предположить их блоковое строение.
13. Данные высокочастотного профилирования на северных флангах хребта Книповича показывают наличие деформаций растяжения (сбросы) и сжатия (взбросы и пологие складки в осадках), являющихся результатом правосторонних сдвиговых перемещений в районе между Шпицбергеном и Гренландией.
14. На северных флангах хребта Книповича выявлены акустически прозрачные бесструктурные неоднородности разного размера, которые нарушают сплошную слоистость в пределах осадочных пачек верхних 100 м разреза, что является характерным признаком вариации газонасыщенности приповерхностных отложений.
15. Осадочный чехол на северных флангах хребта Книповича распределен неравномерно. Восточный борт, подверженный лавинной седиментации, погребен под мощной осадочной толщей, фундамент которой нами не выявлен. Западный борт на севере представлен осадочным чехлом с интенсивными рефлекторами на глубинах около 400 м под дном. На юге большая часть чехла акустически прозрачна.
16. Осадочный чехол на северных флангах хребта Книповича подвержен разнообразным тектоническим нарушениям, как современным, так и сформированным, по всей видимости, до рифтогенеза современной структуры хребта. Наблюдаются сбросы в пририфтовой зоне, взбросы на флангах, квестообразования вдоль линеаментов северо-западного простирания.
17. В северной части хребта Книповича вдоль бортов рифта наблюдаются крутые сбросовые плоскости амплитудой до 1 км с осадочным заполнением крыльев, не подверженном денудации, что может быть при современном и очень быстром рифтинге в условиях источника лавинной седиментации.
18. Хребет Мона является типичным спрединговым хребтом и развивается в режиме нормального сброса. Поле напряжений в тектонически активной зоне сочленения хребтов Книповича и Мона обуславливает деформации одновременно по нескольким направлениям, которые маркируются в рельефе многочисленными системами сбросов и взбросов различной амплитуды.
19. В районе сочленения с хребтом Мона долина хребта Книповича резко сужается и подворачивается, впадины рифта приобретают вытянутую чечевицеобразную форму. Долина хребта Книповича отделена от структур хребта Мона приподнятым поперечным блоком. Борта рифтовой долины Книповича как на севере, так и на юге асимметричны и осложнены серией террас и ступеней. Ступени, как правило, смещены друг относительно друга, что позволяет предположить их блоковое строение. В перемычках рифта наблюдаются вулканические постройки.
20. Верхние горизонты осадков южного сегмента хребта Книповича, как правило, имеют двучленное строение. Верхний горизонт представлен тонко, горизонтально слоистыми осадками, с мощностью слоев около 0.5–1 м. Нижний – гораздо более грубо слоистый с мощностью отдельных слоев 5–8 м. Видимая мощность нижнего горизонта 40 м.
21. В районе континентального подножия около депрессии рельефа на восточном борту хребта Книповича наблюдается переход к пелагическому осадконакоплению и присутствие различных видов деформаций: сбросовых, взбросовых и пликативных, не наблюдаемых на западном борту хребта. Это означает современную подвижность структуры на востоке. Характер стратификации осадков на западном борту отличен от восточного и это говорит о том, что отложения турбидитных потоков не имеют прямого продолжения через хребет.
22. Отложения конусов выноса, как в сжатых разрезах, так и в раздутых линзах переслаиваются и налегают друг на друга таким образом, что в целом разрез по линии абиссаль-шельф носит отчетливо трансгрессивный характер.
23. Рифтинг и растяжение коры в южной части хребта Книповича имеют место в условиях более мощного осадочного покрова, что говорит о том, что происходит также наращивание разрываемой мощности чехла по оси хребта с севера на юг. Наблюдаются признаки того, что зона растяжения была гораздо шире, или ось растяжения испытывала перескок с востока на запад и обратно. В оси рифта формируются медианные поднятия.
24. Изолированные поднятия акустического фундамента на бортах рифта по мере движения на юг переходят на западный борт.
25. По мере продвижения на юг амплитуда и абсолютное гипсометрическое положение квестообразных поднятий на восточном борту уменьшается, а на западном увеличивается и сопровождается эрозией переотложенного палеогена и сносом в межблочные впадины. Причиной общего подъема структур западного борта может являться взаимодействие рифтовых структур хребтов Книповича и Мона.
26. Увеличение амплитуды и частоты квест на западе имеет настолько большой размах, что можно формально говорить о горообразовании.
27. Вблизи хребта отмечаются многочисленные сбросовые нарушения, особенно в районе пририфтовой депрессии от 74°40 до 75°20. Местами встречаются узкие зоны со взбросовыми нарушениями. Это говорит о сложной динамике растяжения в данном районе, продолжающейся в настоящее время. Амплитуда проседания фундамента в районе депрессии может составить 300–400 метров.
28. Амплитуда сбросов по осадкам в рифтовой долине увеличивается почти до 2 км.
29. На южном борту хребта Мона направление сноса осадочного материала ориентировано с востока на запад и в пределах полигона наблюдается переход от переслаивания линз среднеэнергетической зоны конуса выноса к его дистальной части со сжатым разрезом. Направление источника сноса терригенного материала с севера на юг практически исключено. В пределах полигона наблюдается депрессия северо-западной ориентации, заполненная конседиментационным отложением осадков с переменной мощностью, свидетельствующая о локальном растяжении.
30. На южном борту хребта Мона отмечается наличие конседиментационной депрессии, переставшей функционировать некоторое время назад, под которой наблюдаются следы листрического сброса.
31. Переход к пелагическому осадконакоплению происходит на удалениях около 350 км от устья желоба Медвежинский, что в два раза дальше аналогичного перехода на конусе желоба Стурфьорд.
Исследования проводились при финансовой поддержке Норвежского Нефтяного Директората, программ фундаментальных исследований Президиума Российской Академии Наук №№ 14, 16, 17, ведущей научной школы НШ-3172.2008.5
Гусев Е.А., Шкарубо С.И. Аномальное строение хребта Книповича // Russian Journal of Earth Sciences. 2001. V.3. №.2. C. 145–161.
Дибнер В.Д. Геологическое строение острова Виктория // Геология советской Арктики. М.: Госгеолтехиздат. 1957. С. 21–22. (Тр. НИИГА. Т. 81)
Карякин Ю.В., Ляпунов С.М., Симонов В.А., Скляров Е.В., Травин А.В., Шипилов Э.В. Мезозойские магматические комплексы архипелага Земля Франца-Иосифа // Геология полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС. 2009. C. 257–263.
Левашкевич В.Г. Закономерности распределения геотермического поля окраин Восточно-Европейской платформы (Баренцевоморский и Белорусско-Прибалтийский регионы) 2005.
Милановский Е. Е. Геология России и ближнего зарубежья (Северной Евразии). 1996. М.: МГУ. 448 с.
Мурдмаа И.О., Иванова Е.В. Послеледниковая история осадконакопления в шельфовых впадинах Баренцева моря // Литология и полезные ископаемые. 1999. № 6. С. 576–595.
Мусатов Е. Е. Распространение кайнозойского чехла на Баренцевоморском шельфе между архипелагами Шпицберген и Земля Франца-Иосифа // Океанология. 1996. Т. 36. № 3. С. 444–450.
Объяснительная записка к тектонической карте Баренцева моря и северной части Европейской России масштаба 1:2 500 000. М.: ИЛОВМ РАН. 1996. 94 с.
Столбов Н.М., Устинов Н.В., Голубкова Е.Ю. Какого возраста отложения складчатого фундамента архипелага Земля Франца-Иосифа? // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Министерство природных ресурсов Российской Федерации, Всероссийский Научно-исследовательский институт геологии и природных ресурсов Мирового океана. С.Пб.: ВНИИОкеангеология. 2006. Т. 210. Вып. 6. С. 145–148.
