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.
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.
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.
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.