Анализ батиметрии, данных сейсмоакустических исследований и профилирования МОВ ОГТ, а также исследования современной сейсмичности хребта Книповича обнаруживает его несогласное в тектоническом плане положение по отношению к окружающим структурам, что позволяет отнести его к новейшим, наложенным образованиям. Время заложения хребта Книповича, как океанического рифта, по имеющимся геолого-геофизическим материалам относится к миоценовому времени. Простирание линеаментов, подчеркиваемое глубинной структурой и современной топографией дна в западном фланге хребта и в пределах его гребневой зоны, по-видимому, отражает геометрию полей напряжений и динамику тектонических движений, отличающихся от современного структурного плана. По степени выраженности структурных элементов и изменчивой направленности тектонического развития, нетипичных для срединно-океанических хребтов, хребет Книповича представляет собой океанический рифт, находящийся на стадии своего структурного оформления.
Район хребта Книповича многие годы служит полигоном комплексных и специальных исследований международных экспедиций научно-исследовательских судов. Повышенный интерес ученых всего мира к этому региону не случаен: архипелаг Шпицберген и прилегающий Норвежско-Гренландский океанический бассейн являются ключевыми структурами для понимания тектоники и эволюции западного 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 Норвежско-Гренландском бассейне. Наличие хорошо выраженной рифтовой долины, современная сейсмичность в районе хребта, знакопеременное магнитное поле, казалось бы, позволяют относить его к обычному звену мировой системы срединно-океанических хребтов. В то же время, многие "аномальные'' черты строения данной морфоструктуры не укладываются в рамки традиционных концепций и требуют еще своего объяснения.
Рис. 2 В основу работы положены материалы сейсмических и сейсмоакустических исследований Морской арктической геологоразведочной экспедиции (МАГЭ, г. Мурманск) [Батурин, 1990, 1992, 1993; Батурин, Нечхаев, 1989; Шкарубо, 1996, 1999], а также сейсмические материалы Бергенского Университета (Норвегия), Норвежского Нефтяного Директората и Федеральной геологической службы Германии (BGR, Ганновер) [Eiken, 1994; Faleide et al., 1996; Gabrielsen et al., 1990; Hinz and Schluter, 1978] (рис. 1). В анализ включены батиметрические карты [Матишов, 1984; Нарышкин, 1998; Cherkis and Vogt, 1994; Crane et al., 1995; Ohta, 1982], результаты донного пробоотбора [Neumann and Schilling, 1984], глубоководного океанического бурения [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 изданные карты аномального магнитного и гравитационного полей [Faleide et al., 1984; Olesen et al., 1997].
Предлагается комплексный анализ широкого спектра геолого-геофизических данных, как оригинальных, так и опубликованных. Была составлена обзорная батиметрическая карта, куда были сведены изданные к настоящему времени батиметрические схемы и карты разных масштабов. Эти карты были уточнены на основе сейсмоакустических профилей, выполненных в 1986-1990 гг. Морской арктической геологоразведочной экспедицией. Для наиболее обеспеченной сейсмоакустическими данными северной части хребта Книповича (76o с.ш.-79o с.ш.) была составлена детальная батиметрическая карта. Район южнее 76o с.ш. на приведенной схеме (рис. 2) характеризуется более схематичным изображением рельефа дна. Линеаментный анализ этих карт, наряду с сейсмическими материалами, послужил основой для выделения неотектонических нарушений в гребневой зоне хребта Книповича.
Далее был выполнен сейсмостратиграфический анализ материалов многоканального сейсмического профилирования. Для уточнения особенностей строения осадочного чехла глубоководной котловины Норвежско-Гренландского моря с учетом сейсмостратиграфических схем разных авторов [Батурин, 1986, 1992; Савостин, Батурин, 1986; Шкарубо, 1999; Faleide et al., 1996; Hinz and Schluter, 1978] была проведена увязка сейсмических горизонтов. Стратиграфическая привязка опорных отражающих горизонтов базируется, в отличие от предшествующих работ, в том числе и на данных глубоководного океанического бурения в проливе Фрама.
В гребневой зоне хребта Книповича, отличающейся контрастным строением, где непрерывное прослеживание отражающих горизонтов затруднено, расчленение осадочного чехла основывалось на методе определения и идентификации "структурных стилей'' отдельных комплексов. Выделение сейсмостратиграфических комплексов в небольших изолированных впадинах производилось по ряду характерных признаков. Таковыми служат: характер сейсмической записи, несущей косвенную информацию о фациальном составе осадков; степень и вид деформаций осадочных толщ; характер соотношений комплексов между собой и с акустическим фундаментом. Правомерность применения подобных методических приемов диктуется отсутствием прямых геологических наблюдений в многочисленных изолированных впадинах, террасах, "карманах'' и т.д., датирование осадочного чехла которых необходимо для проведения палеотектонических реконструкций.
Проведение глубоководного океанического бурения в южной части Норвежско-Гренландского моря (плато Воринг, Лофотенская и Норвежская котловины, Исландское плато) [Talwani and Udintsev, 1976] выявило основные этапы образования океанической котловины. Палеоцен-эоценовый осадочный чехол в ряде мест был сформирован в мелководных условиях, и только несогласно перекрывающие их миоценовые и плиоцен-четвертичные осадки могут быть с уверенностью 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 характеризовалось поднятием и даже континентальными условиями [Рудич, 1983].
Согласно плитотектонической гипотезе временем заложения южной части Норвежско-Гренландского моря считается эпоха 24 магнитной аномалии (56-58 млн лет назад) [Talwani and Eldholm, 1976]. Однако наличие здесь аномальных по составу базальтов и несоответствие возраста базальтов, вскрытых глубоководным бурением, возрасту линейных магнитных аномалий послужило основанием для разработки тектонических моделей, альтернативным плитотектоническим [Рудич, 1983; Удинцев, 1982]. Ведущими процессами океанообразования в этих моделях являются тафрогенез, траппогенез, океанизация и рифтогенез. Кроме того, предполагалось, что срединно-океанические хребты сформировались на одной из заключительных стадий образования океанической котловины Норвежско-Гренландского моря [Рудич, 1983].
В системе периокеанических прогибов, окаймляющих материковые окраины, отлагались, в основном, кайнозойские осадки. В то же время резкое увеличение мощностей верхнемеловых пород на Западно-Баренцевской окраине [Gabrielsen et al., 1990], а также на плато Воринг [Sigmond, 1992] в сторону современной океанической впадины свидетельствует в пользу докайнозойского возраста заложения системы периокеанических прогибов, расположенных южнее разломной зоны Сенья. Обнаружение в разрезах глубоководных скважин наряду с вулканитами океанического фундамента даек и силлов, имеющих более поздний возраст, чем перекрывающие осадки [Talwani and Udintsev, 1976], свидетельствует о продолжавшихся магматических процессах. Подобные соотношения являются характерными для зон перехода от континента к котловинам Норвежско-Гренландского моря, где осадочные толщи постепенно замещаются туфами и лавами океанической коры [Клитин, 1983, 1988]. Такие структуры в пределах Восточно-Гренландской окраины, выявленные сейсмическими исследованиями, названы "псевдоэскарпами'' [Larsen, 1990].
Более близкими к предмету обсуждения являются результаты бурения скважин 908, 909 в проливе Фрама, находящихся непосредственно к северо-западу от хребта Книповича [Thiede et al., 1995] (рис. 3). Полученные материалы свидетельствуют об изолированности существовавшего здесь в олигоценовое время морского бассейна. Анализ габитуса скелетов силикофлагеллят Cannopilus hemispaericus, Dictyocha bryonalis, Distephanus crux, D. paulii подтверждает весьма ограниченное влияние поверхностных вод Северной Атлантики [Locker, 1996]. Сходство перечисленных видов с комплексами Западной Сибири и Урала указывает на возможные палеогеографические связи с востоком через Арктический бассейн или через Баренцево море.
Палеогеновые диатомовые комплексы в скважине 908, расположенной к северо-западу от хребта Книповича, в пределах асейсмичного хребта Ховгард, характеризуются эпифитичными формами, указывающими на неритовую и прибрежную обстановку с низкой соленостью. Прибрежную палеообстановку подтверждают обнаруженные здесь эпипелические (растущие на мягком осадке), эпипсаммитовые (растущие на песчаном дне), эпибентичные диатомовые таксоценозы. Этот вывод сделан на основе анализа современных экологических обстановок обитания родов Paralia, Diploneis, Cocconeis, Grammatophora, Rhaphoneis и др. [Scherer and Kocc, 1996]. Комплекс палеогеновых диатомовых в скважине 908 свидетельствует также о высокой скорости седиментации в обстановке континентального шельфа с палеоглубинами в первые сотни метров. Довольно часто встречаются пресноводные диатомовые, представляющие прибрежные болота и марши (ацидофильные диатомовые родов Eunotia и Pinnularia) [Scherer and Kocc, 1996]. Некоторые формы, встречающиеся в скважине 908, описаны в олигоценовых осадках Западной Сибири, где они также свидетельствуют о слабосоленой среде обитания в прибрежной обстановке. Комплексы бентосных фораминифер в палеогеновых осадках северной части Норвежско-Гренландского бассейна указывают на обстановку несколько более глубокого шельфа [Ostermann and Spiegler, 1996]. В течение миоцена пролив Фрама отличался высокими темпами осадконакопления и был изолированным относительно глубоководным бассейном, о чем свидетельствуют исследования агглютинирующих бентосных фораминифер. Эта обстановка седиментации благоприятствовала сохранению комплексов агглютинирующих бентосных фораминифер в течение более длительного времени, чем в Северной Атлантике, где они исчезли гораздо раньше [Ostermann and Spiegler, 1996]. Изоляция придонных вод от остальной Северной Атлантики подтверждается также отсутствием карбонатной фауны в скважине 909.