Содержание работы.

Глава 1. Значение мезозойского и кайнозойского этапов в становлении Норвежско-Гренландского бассейна Северного Ледовитого океана.

Раскрывает значение позднемезозойско-кайнозойского этапа в становлении Норвежско-Гренландского бассейна Северного Ледовитого океана. Исследуемая область включает в себя северо-восточную часть Норвежско-Гренландского бассейна со срединно-океаническими хребтами Мона, Книповича и Моллой и асейсмичным хребтом Ховгард и юго-западное замыкание Евразийского суббассейна с краевым плато Ермак. Океанические структуры ограничены Западно-Баренцевской, Западно-Шпицбергенской и Северо-Шпицбергенской составными частями Западно-Арктической пассивной континентальной окраины. На материковом обрамлении выделяются западное окончание Баренцевской шельфовой плиты, выступы кристаллического фундамента на островах Западный Шпицберген, Земля Принца Карла и Северо-Восточная Земля и складчато-надвиговый пояс Западного Шпицбергена.

Опыт плитотектонических и палинспастических реконструкций для северо-восточной части Норвежско-Гренландского бассейна [Talwani & Eldholm, 1977; Srivastava & Tapscott, 1982; Карасик и др., 1985; Skogseid et al., 2000] свидетельствует о многовариантности объяснения основных этапов и механизмов океанообразования. Появление новых геолого-геофизических данных, в частности, проведение магнитометрических съемок, а также глубоководного океанического бурения, позволяет предложить новую модель геологического развития этого региона.

Глава 2. Геолого-геофизическая изученность.

Показывает состояние геолого-геофизической изученности северо-восточной части Норвежско-Гренландского бассейна. Охарактеризована батиметрическая, сейсмическая и геологическая изученность различных районов океанических впадин и континентальных окраин. Особенное внимание уделено сейсмической изученности, т.к. работа основана большей частью на материалах многоканального сейсмического профилирования. Главные источники сейсмических данных – это профили МОВ ОГТ Морской Арктической Геологоразведочной Экспедиции (ОАО «МАГЭ», г. Мурманск), профили МОВ ОГТ и КМПВ сейсмологической обсерватории Бергенского Университета и комплексные геофизические профили Норвежского Нефтяного Директората.

Глава 3. Методика исследований.

Изложена методика комплексной интерпретации геолого-геофизических данных, как первичных, так и опубликованных результатов.

Для линеаментного анализа современной батиметрии была построена оригинальная батиметрическая карта масштаба 1:1 000 000. В ее основу были положены фрагменты изданных батиметрических карт, как отечественных, так и зарубежных, данные маршрутного промера, профили непрерывного сейсмоакустического профилирования, сонарные съемки [Crane K. (ed.), 1995; Crane et al., 2000; Kowalewski et al., 1987; 1990; Ohta, 1982; Ohta et al., 1987; Sundvor et al., 1982; Vogt et al., 1999; Рельеф дна…, 1995; ].

По результирующей батиметрической карте масштаба 1:1 000 000 были установлены и прослежены главные и второстепенные линеаменты, уверенно выделяемые по рельефу поверхности морского дна. Для выделения линеаментов в пределах рифтовой долины хребта Книповича анализировались оригинальные сонарные данные, полученные в рейсе НИС «Профессор Логачев» в 2000 г.

Для анализа поля силы тяжести и аномального магнитного использовались опубликованные за рубежом карты и схемы [Faleide et al., 1984b; Olesen et al., 1997]. Выделенные в потенциальных полях линеаменты были проанализированы и сопоставлены с простиранием линеаментов в рельефе дна.

Сейсмические и сейсмоакустические данные, положенные в основу данной работы, впервые обрабатывались и интерпретировались в Морской арктической геологоразведочной экспедиции (МАГЭ) Д.Г. Батуриным, Н.И. Ивановой, С.И. Шкарубо [Батурин, 1986; 1988; 1990; 1992; 1993; Батурин и Нечхаев, 1989; Baturin, Savostin & Yunov, 1992; Шкарубо, 1996; 1999; Иванова и Шкарубо, 1999]. Во второй половине 90-х годов в северо-восточной части Норвежско-Гренландского суббассейна по проекту ODP было пробурено 6 скважин глубоководного океанического бурения, а на Западно-Баренцевской континентальной окраине Норвежским Нефтяным Директоратом (NPD) – около десяти неглубоких скважин. Силами NPD Северо-Шпицбергенская, Западно-Шпицбергенская и Западно-Баренцевская части материковой окраины были покрыты детальной сетью новой высокоразрешающей сейсмики и сейсмоакустики. Таким образом, появилась возможность, используя новые данные, произвести переинтерпретацию сейсмических профилей МАГЭ, увязать их с зарубежными, используя разрезы новых скважин, точнее определить возраст выделенных ранее сейсмических комплексов и проследить их распространение.

Глава 4. Взаимосвязь и контроль тектонофаций Шпицбергена и осадочно-вулканогенных фаций Норвежско-Гренландского бассейна.

Данная глава посвящена обоснованию одного из защищаемых положений, касающегося эволюции Шпицбергенского складчато-надвигового пояса.

Контрастные и разнонаправленные вертикальные движения, происходившие в неогеновый период на континентальной окраине Шпицбергена, привели к образованию горстов и грабенов, простирающихся согласно с бровкой современного шельфа. В частности, грабен Форландсуннет оформился как грабеновая структура уже после отложения эоцен-олигоценовых осадков [Gabrielsen et. al. 1992], а в олигоцене борта прогиба располагались вне пределов современной грабеновой структуры. Таким образом, если время образования системы грабенов, пересекающих весь складчато-надвиговый пояс и выходящих далеко за его пределы, действительно соответствует эоцену-миоцену, то возраст активных движений в пределах пояса древнее эоцена. Поэтому вполне вероятно, что движения, которые вовлекли в складчатость и надвигообразование палеогеновые толщи, были вызваны неравномерностью аплифта сводово-купольной структуры архипелага в неогене, а подавляющая часть деформаций со значительными амплитудами горизонтальных перемещений имела место в позднемеловую – раннепалеоценовую эпоху.

Анализ тектонических структур в пределах Шпицбергенского складчато-надвигового пояса, проведенный путем их корреляции с историей осадконакопления и структурой осадочного выполнения сопряженных бассейнов, привел к выводу о позднемеловом возрасте большей части надвиговых деформаций.

Глава 5. Тектонические структуры, поля напряжений и разрывные нарушения океанической области.

В главе дается подробное описание тектонических структур, разрывных нарушений и полей напряжений в океанической области, и на различных участках континентальной окраины.

Для палеоструктурного анализа использовались: фактический материал по геологической съемке масштаба 1:50 000 западного побережья Шпицбергена, данные сейсмических исследований МАГЭ, результаты сонарной съемки рифтовой долины хребта Книповича (XIX рейс НИС «Профессор Логачев»), а также многочисленные опубликованные данные.

В пределах исследуемого региона выделяются структуры различного возраста, которые логично объединяются в два временных интервала: доокеанический и синокеанический. Структурные особенности, характеризующие синокеанический этап развития региона, выражаются в распределении глубин залегания фундамента (рис. 1).

Океанические структуры.

В пределах глубоководных впадин Норвежско-Гренландского бассейна и Евразийского суббассейна выделяются срединно-океанические хребты, асейсмичные хребты, зоны разломов и подводные плато.

Хребет Книповича рядом исследователей относится к срединно-океаническим, несмотря на то, что в Гренландском море он занимает резко асимметричное положение, приближаясь своим восточным эскарпом непосредственно к подножию континентального склона Шпицбергена. К западу от хребта Книповича располагается обширная впадина Борея. Детальное изучение батиметрии, сейсмоакустических данных и материалов МОВ ОГТ, а также современной сейсмичности [Аветисов, 1996] хребта Книповича обнаруживает его несогласное положение по отношению к окружающему океаническому ложу, что позволяет отнести его к новейшим, наложенным структурам. Сохранение тенденции сокращения мощностей отдельных сейсмокомплексов в западном направлении наблюдается как на западном, так и на восточном бортах рифтовой долины, предполагая “перехлест” потоков осадков со Шпицбергенской окраины через место расположения современной рифтовой долины. Можно предположить отсутствие глубокой депрессии в месте современной рифтовой долины в момент отложения этих осадочных толщ. Последующее обрушение океанического ложа и образование рифта привели к нарушению осадочной толщи многочисленными дизъюнктивами.

Цепь наиболее высоких вершин гребневой зоны хребта ассоциируется с 3 магнитной аномалией [Шкарубо, 1996]. Осевая аномалия ярко выражена только в северной части хребта Книповича. На всем протяжении, за исключением северной части хребта, наблюдается четкая корреляция осей магнитных аномалий на западном и восточном бортах хребта. При восстановлении непрерывности магнитных аномалий возникает цельная картина, что позволяет сопоставить структуры на западном и на восточном бортах.

Вулканические породы хребта Книповича относительно обогащены натрием, кремнием, калием и обеднены железом. На фоне общей картины магматизма северной Атлантики магматизм хребтов Колбенсей, Мона по петрохимическим особенностям схож с аналогичными структурами типа САХ района 34-48о с.ш. [Сущевская и др., 2000]. Специфической особенностью хребта Книповича является излияние наименее глубинных по происхождению расплавов Nа-типа, что отражает иной по сравнению с хребтами северной Атлантики геодинамический режим и фиксирует более холодную литосферу.

Детальная сеть сейсмических и сейсмоакустических профилей позволила составить карту распределения осадков в гребневой зоне хребта Книповича, включая рифтовую долину. Как срединно-океанический хребет с ультра-медленным спредингом, хребет Книповича характеризуется наличием в пределах гребневой зоны и рифтовой долины достаточно мощных толщ осадков. Эту особенность отмечали все исследователи хребта Книповича [Батурин, 1990; Eiken O. (ed.), 1994; Шкарубо, 1996]. Экстремальные значения мощности осадков в пределах рифтовой долины установлены в районах 74—75° с.ш. – до 2,5 км, и 78° с.ш. – до 1 км. Осадочные отложения, заполняющие рифтовую долину, по всей видимости, представляют собой толщу переслаивания пелагических осадков и турбидитов с покровами и силлами базальтовых лав. Само наличие мощной толщи осадков на современной оси раскрытия свидетельствует о длительных фазах тектонического покоя [Шкарубо, 1996]. Очевидно, что наличие осадков в рифтовой долине контролируется север–северо-западным простиранием оси хребта, а в его сегментах, имеющих север–северо-восточное простирание, мощность осадков в рифтовой долине резко сокращается до полного выклинивания.

Пробуренные на Гренландско-Шпицбергенском пороге скважины глубоководного океанического бурения (№№ 908 и 909) позволили осуществить стратиграфическую привязку сейсмических горизонтов. Детальный анализ сейсмических материалов говорит о широком распространении олигоценового комплекса, который прослеживается вплоть до гребневой зоны хребта Книповича. 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. Этот перерыв в осадконакоплении отмечен и в разрезе скважины 908 на хребте Ховгард, где отсутствуют миоцен-раннеплиоценовые отложения [Thiede et al., 1995].

Во время рейса НИС «Профессор Логачев» (сентябрь 2000 года) с западного склона рифтовой долины на широте 77° 52’ были подняты темные аргиллиты [Tamaki, Cherkashev and “Knipovich-2000” Scientific Party]. Большое количество поднятого материала (около 200 кг), его слабая окатанность и наличие свежих сколов на обломках пород свидетельствуют о близости коренного источника и вряд ли могут объясняться ледовым разносом [Баранов и др., 2001]. В аргиллитах обнаружены спорово-пыльцевые спектры, характерные для средней юры–позднего мела [Баранов и др., 2001]. В результате микрофаунистического анализа в 7 образцах аргиллитов были обнаружены комплексы планктонных и бентосных фораминифер [Бугрова и др., 2001]. Во всех образцах содержится комплекс фораминифер практически одного и того же состава и одинаковой сохранности. Можно полагать, что встреченная фауна находится in situ и не является привнесенной или переотложенной, т.к. при механическом переносе она была бы разрушена.

Обнаруженные планктонные виды не дают точного определения возраста в рамках зональной шкалы, но позволяют определить олигоценовый возраст отложений. Виды Globigerina ouachitaensis и Chiloguembelina gracillima встречаются в стартотипе рюпельского яруса. Вид Globigerina postcretacea описан из олигоцена Восточных Карпат; это типичная форма низов олигоцена вне тропической области. Олигоценовым является и вид Globorotalia opima (или Turborotalia, у разных авторов), известный из стратотипа рюпельского яруса.

Сейсмические профили, пересекающие рифтовую долину в южной части хребта Книповича, свидетельствуют о цикличности процессов растяжения. Осадочные толщи на плечах рифта, имеющие мощность до нескольких сотен метров, разбиты системой листрических разломов, относящихся к единому временному импульсу неотектонической активизации. По-видимому, геодинамическая обстановка в районе хребта характеризовалась продолжительными фазами тектонического покоя, за которые успевали накопиться значительные по мощности осадочные толщи, и кратковременными вспышками активизации тектонических процессов.

Эпицентры землетрясений в зоне хребта Книповича распределены неравномерно, характеризуясь сгущением в пределах отдельных сегментов рифтовой долины и их латеральной разрозненностью в других [Аветисов, 1996; 1998; Аветисов и др., 1999; Sigmond, 1992]. Несколько севернее 76° с.ш. гребневая зона нарушена косо ориентированным грабеном север–северо-западного простирания; за пределами рифтовой долины грабен полностью компенсирован осадками. К его зоне и приурочены эпицентры землетрясений [Аветисов, 1998], фокальные механизмы которых свидетельствуют о режиме нормального сброса в направлении запад–юго-запад – восток–северо-восток, т.е. ортогонально по отношению к основному для хребта Книповича направлению растяжения запад–северо-запад – восток–юго-восток. Простирание линеаментов, выраженных в рельефе дна, подчеркивается выступами вулканического фундамента и отражает как параллельные растяжения, так и дискордантные основному направлению структур элементы: тектонические нарушения и вулканические (экструзивные) формы рельефа. Положение первых на западном фланге хребта, по-видимому, наследует более древний структурно-тектонический план, который просматривается в структуре аномального магнитного поля [Olesen et al., 1997] и имеет северо-восточные простирания.

Существующие геодинамические модели, основанные на анализе структуры аномального магнитного поля, сейсмических и батиметрических данных [Talwani & Eldholm, 1976; Ohta, 1982; Батурин, 1990; Шкарубо, 1996; 1999], предполагают многочисленные смещения оси хребта по системе поперечных разломов. Однако, более детальные батиметрические промеры 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, произошедшего в позднем миоцене. Новая ось растяжения при этом стремилась максимально «спрямить» свое простирание.

Таким образом, детальное изучение батиметрии, сейсмоакустических профилей и материалов МОВ ОГТ, а также данных о современной сейсмичности хребта Книповича обосновывает 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 от Западно-Шпицбергенской части материковой окраины, произошла в миоценовое время. Данный 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 к настоящему времени еще структурно не оформлен как срединно-океанический хребет. Эти выводы нашли отражение в одном из защищаемых положений, касающихся особенностей эволюции хребта Книповича.

Глава 6. Палеогеографическая эволюция северо-восточной части Норвежско-Гренландского бассейна.

Позднемеловой этап.

Верхнемеловое время для исследуемой территории, как и для большей части материковой и островной суши высокоширотной Арктики, характеризовалось продолжительным перерывом в осадконакоплении, вопреки общеизвестному аномально высокому стоянию уровня моря в этот период на всей Земле. Такое несоответствие условий седиментации Арктики кривой Вэйла, по-видимому, должно объясняться тектоническими причинами. К одной из причин можно отнести троговый характер распространения верхнемелового комплекса. По косвенным данным предполагается широкое распространение верхнемеловых отложений в пределах периокеанических прогибов Евразийского и Норвежско-Гренландского суббассейнов, где они, как правило, слагают основание разреза осадочного чехла. Таким образом, проблему отсутствия верхнего мела в разрезе осадочного чехла в Западной Арктике можно объяснить ингрессией моря в сторону зарождающегося океана, периметр которого структурно определился в виде цепочки периокеанических прогибов.

На противоположных окраинах Норвегии и Гренландии, в частности, на плато Воринг, меловые осадочные толщи, пронизанные палеогеновыми дайками, погружаются в сторону современной глубоководной котловины Норвежско-Гренландского суббассейна и перекрываются потоками базальтов, изливавшихся в субаэральных условиях. В пользу предположения о меловом возрасте базальных осадков периокеанических прогибов говорит резкое увеличение мощности меловых отложений в западной части Баренцевоморской окраины в сторону тогда еще не сформированного океана. Таким образом, Норвежско-Гренландский бассейн существовал как мелководный морской бассейн без магматизма океанического типа уже в позднемеловую эпоху. Затем на рубеже мела и палеогена в пределах океанической впадины наступил этап тектоно-магматической активизации, который в плитотектонической концепции именуется спрединговым.

В пределах изученной области позднемеловые отложения предполагаются в периокеанических прогибах Поморском, Атка, Принца Карла, а также в открытых недавно глубоких трогах на плато Ермак, где они слагают базальные горизонты. В поле отраженных волн базальные горизонты периокеанических прогибов характеризуются хаотическими осветленными сейсмофациями, что может свидетельствовать об обстановке быстрой седиментации несортированных осадков. Область сводового поднятия архипелага Шпицберген характеризовалась аплифтом и размывом. С учетом вышесказанного позднемеловое время может расшифровываться как эпоха заложения периокеанических прогибов, очертивших край будущего океана, и подъема сопряженной части материковой окраины. По-видимому, на большей части материковой окраины и в периокеанических прогибах этот период характеризовался активными тектоническими движениями.

Данные по геологии западного побережья Шпицбергена в комплексе с сейсмическими материалами по фиордам, проливам и шельфу Шпицбергена, свидетельствуют, что надвиговые движения в пределах складчато-надвигового пояса Шпицбергена начались в позднемеловое время.

Палеоцен-эоценовый этап.

Раннекайнозойский этап уверенно выделяется в областях, обрамляющих глубоководную котловину Норвежско-Гренландского бассейна: на Шпицбергене и в пределах Западно-Баренцевской окраины. Наличие раннекайнозойских отложений в пределах океанической области приходится только предполагать на основании корреляции сейсмических комплексов и их прослеживания с континентальной окраины, где они вскрыты бурением, в сторону океана. Расшифровке палеоцен-эоценовой истории Шпицбергена посвящен раздел диссертации Ю.Я. Лившица [Лившиц, 1970; 1974]. По его данным, палеоцен-эоценовые отложения Западно-Шпицбергенского прогиба «следует относить к группе угленосных формаций, промежуточных между платформенными и геосинклинальными». Палеоцен-эоцен относится к этапу формирования первого макроритма палеогеновой седиментации, завершившегося в конце среднего – начале позднего эоцена неравномерным подъемом территории и размывом.

В палеоцене еще продолжались надвиговые движения в складчато-надвиговом поясе западного побережья Шпицбергена, которые в эоцене постепенно затухали и к началу олигоцена полностью прекратились. Об этом свидетельствует цепочка грабенов, заполненных эоцен-олигоценовыми осадками, секущих весь складчато-надвиговый пояс и выходящих далеко за его пределы, как в северном, так и в южном направлениях. При этом линейность этих прогибов не нарушена тектоническим скучиванием, которое по оценкам английских геологов может достигать 80 км.

Палеоценовое время для Баренцевоморской окраины и шельфа Северо-Восточной Гренландии характеризовалось обширными опусканиями [Nottvedt et al., 1988]. По данным неглубокого бурения на Западно-Баренцевской окраине [Saettem et al., 1994], палеоценовая седиментация внутреннего моря была вызвана эрозией близрасположенного поднятия Стаппен. Преобладание илистой размерности в отложениях позднего палеоцена Западно-Баренцевской окраины и маломощные прослои песчаников свидетельствуют о суспензионном осадконакоплении с короткими периодами штормов. В пределах вулканической провинции Вестбаккен палеоценовая эпиконтинентальная обстановка сменилась в самом начале эоцена режимом растяжения, вулканизмом, заложением континентальной флексуры. Формирование континентального склона к северу, в пределах Западно-Шпицбергенской части материковой окраины, произошло позднее.

Раннеэоценовое растяжение, сопровождаемое вулканизмом, последовало после быстрого опускания вулканической провинции Вестбаккен, которая оказалась перекрытой осадками, смытыми с воздымающегося поднятия Стаппен. Раннеэоценовые лавы в пределах вулканической провинции Вестбаккен покрывают площадь в 4727 кв. км [Jebsen & Faleide, 1998]. Провинция частично обнажалась в субаэральных условиях, а серии лавовых потоков заполняли и выравнивали эрозионную поверхность.

Олигоценовый этап.

Олигоценовое время для Норвежско-Гренландского бассейна так же, как и для Арктики в целом, является переломным. Таких наиболее значимых перестроек структурного плана северо-восточной части Норвежско-Гренландского бассейна было две – в олигоцене и в позднем миоцене. За пределами изучаемой площади, на юге Норвежско-Гренландского бассейна – на плато Воринг, в Норвежской и Лофотенской котловинах – олигоцен маркирует начало погружения океанического ложа на океанские глубины [Удинцев, 1982; Рудич, 1983].

Микропалеонтологические исследования свидетельствуют о большом разнообразии палеогеографических обстановок, что в свою очередь приводит к выводу о богатстве фаций, в которых накапливались олигоценовые осадки. Так, комплексы планктонных и бентосных фораминифер, обнаруженных на хребте Книповича [Бугрова и др., 2001], отличаются от описанных одновозрастных комплексов с архипелага Шпицберген, с Западно-Баренцевской окраины, с хребта Ховгард, Гренландско-Шпицбергенского плато, южной части Норвежского моря и плато Воринг. Вместе с тем, все микрофаунистические комплексы свидетельствуют об общей тенденции к неблагоприятной экологической обстановке, похолоданию, и, как следствие, – обеднению видового разнообразия.

На Шпицбергене олигоцен  характеризуется обмелением мелководного Центрального палеогенового бассейна и установлением в его пределах континентальных условий осадконакопления [Лившиц, 1974]. Флора из стурвольской свиты Центрального бассейна снизу вверх по разрезу становится более однообразной, что может свидетельствовать о похолодании. В районе пролива Форландсуннет наблюдаются наибольшие мощности олигоценовых отложений, которые характеризуются грубообломочным составом. Условия осадконакопления в районе пролива Форландсуннет характеризовались аллювиальной и в меньшей степени лагунной седиментацией [Лившиц, 1974].

Анализ сейсмических данных свидетельствует о ярко проявленном в олигоценовое время перерыве в осадконакоплении. Олигоценовое несогласие является наиболее контрастным и на Западно-Баренцевской, и на Западно-Шпицбергенской частях континентальной окраины. Микропалеонтологические данные свидетельствуют о смене мелководных фаций глубоководными.

Миоцен-раннеплиоценовый этап.

Миоцен-раннеплиоценовый этап характеризовался наибольшими амплитудами погружения океанического ложа, с накоплением мощных клиноформ на континентальных склонах, достаточно мощных аккумулятивных тел в области абиссали, и, соответственно, синхронным аплифтом и эрозией сопряженных континентальных окраин.

Поздний миоцен отмечен образованием специфического сейсмического комплекса, представляющего собой оползневую толщу, возраст которой определяется стратиграфическим перерывом на рубеже 9,8 млн. лет, ярко выраженным на кривой Вэйла. Кроме того, этот рубеж отмечен также в виде стратиграфического перерыва в разрезе осадков, покрывающих хребет Ховгард. Стратиграфический перерыв с выпадением из разреза миоценовых осадков известен также в других частях Норвежско-Гренландского бассейна (Норвежская котловина, плато Воринг и т.д.) [Talwani, Udintsev, et al., 1976].

На Шпицбергене неоген проявлен в контрастных блоковых движениях со значительной вертикальной амплитудой. К этому времени относится обновление блока-скола края шельфа, выраженного в структуре континентальной окраины в виде широкой протяженной террасы, начинающейся от плато Вестбаккен на юге и оканчивающейся у побережья северо-западного Шпицбергена. Зона разломов, по которой произошел откол этого крупного блока, во многих местах проявлена в виде грабенов и полуграбенов. Наиболее изучен грабен Форландсуннет, который изучен литологическими, палеонтологическими и палеоструктурными методами.

Позднеплиоцен-четвертичный этап.

Позднеплиоцен-четвертичный этап большинством исследователей в настоящее время отождествляется с развитием плавучих льдов и воздействием ледников на процессы осадконакопления, климат и ландшафты в рассматриваемом регионе. Несмотря на небольшую продолжительность данного этапа, за это время успели сформироваться очень мощные толщи позднеплиоцен-четвертичных осадков. Депоцентры осадконакопления в этот период приурочены к устьевым частям желобов-трогов, осложняющих структуру континентальной окраины Баренцева моря и Шпицбергена. Оцененные объемы осадочного материала, отложившиеся за это время на Западно-Баренцевском континентальном склоне, по оценкам норвежских исследователей, соизмеримы с Амазонским конусом выноса. Осадки этого возраста содержат большое количество каменных обломков, форма, размеры, состав и некоторые другие особенности которых свидетельствует об их ледово-морском происхождении.

Выводы по результатам палеогеографической реконструкции

Исследованные в данной работе особенности геологического строения северо-восточной части Норвежско-Гренландского бассейна приводят к выводу об индивидуальных, присущих только этой части Мирового океана, особенностях развития. К ним следует отнести аномальные черты строения океанических впадин и хребтов, континентальных окраин, островной суши и шельфовых пространств, а также уникальные этапы эволюции, не характерные для остальных океанов. Налицо отличия в истории раскрытия океанического суббассейна от сопряженных, соседних с юго-запада  Северной Атлантики и южной части Норвежско-Гренландского бассейна, а с северо-востока –Евразийского суббассейна. Представленная палеогеографическая реконструкция подтверждает вывод, ранее высказанный коллективом авторов [Верба, Ким и Волк, 1998] по геофизическим материалам, а позже – Г.Д. Нарышкиным [Нарышкин, 2001] по батиметрическим данным, – об отсутствии поступательного продвижения процесса океанообразования из Северной Атлантики в Северный Ледовитый океан, и, соответственно, изолированности океанических суббассейнов Арктики на ранних этапах эволюции.

Вместе с тем, ряд признаков позволяет связать образование ряда тектонических структур с процессами океанообразования, происходившими в Арктике, с одной стороны, и Атлантике, – с другой. Простирание линейных магнитных аномалий древнего отмершего срединно-океанического хребта Аэгир на юго-западе Норвежско-Гренландского бассейна, магнитных аномалий палео-Книповича и аномалий Евразийского суббассейна совпадает, что свидетельствует о едином тектоническом событии, спровоцированном синхронными глубинными процессами.

Образование современной морфоструктуры северо-восточной части Норвежско-Гренландского бассейна с хребтом Книповича, обязано своим происхождением влиянию Атлантики. Таким образом, был сформирован современный структурный каркас региона, образованный под воздействием процессов, происходящих в двух структурах первого порядка – Атлантическом океане, характеризующемся средним масштабом и типичными чертами строения, и Северном Ледовитом, который является миниатюрным океаном, и имеющий аномальные черты строения. Все вышесказанное находит выражение в защищаемых положениях, касающихся палеогеографии данного региона.