На основе анализа карт рельефа дна океана выделены и охарактеризованы системы глубинных разломов Шпицбергенско-Гренландского региона: эпиконтинентальный пояс флексурно-разломного обрушения; рифтовые (орогенно-спрединговые) зоны срединно-океанических хребтов Мона, Книповича, Гаккеля; сдвиго-раздвиговая Шпицбергенско-Гренландская разломная зона. Последняя относится к числу крупнейших на Земле океанских разломных зон. Геодинамика рассматриваемого региона определяется взаимодействием спрединговых океанообразующих процессов и сдвиговых деформаций в трансрегиональной разломной зоне северо-западного простирания.

Шпицбергенско-Гренландский регион, включающий пролив Фрама и прилегающие к нему части Евразийского и Норвежско-Гренландского бассейнов Северного Ледовитого океана (СЛО) (~от 72° до 85° с.ш.), является во многом ключевым для расшифровки истории формирования и геодинамики Арктического океана. В свое время материалы по этому региону привели Вегенера к заключению о дрейфе Северной Америки (вместе с Гренландией) в юго-западном направлении и образовании в тыловой части двигавшегося материка океанического бассейна. До появления концепции тектоники плит видные отечественные ученые рассматривали эту область океана как погруженную и океанизированную эпипротерозойскую платформу Эйрия [Белоусов, 1968; Удинцев и Яншин, 1966; Удинцев, 1984]. Затем возникли и стали широко распространенными представления о рифтогенном спрединговом развитии Норвежско-Гренландского бассейна.

Однако, единой точки зрения на геодинамику и глубинную структуру рассматриваемого региона не существует. Многие исследователи отмечают специфичность его геолого-геофизических характеристик, отличие их от присущих классическим океаническим бассейнам (наличие микроконтинентов, особенности аномального магнитного поля, геохимические особенности базальтов и др.).

Для внесения большей определенности в этот вопрос нами были проанализированы новейшие карты рельефа дна [Рельеф дна…, 1998] этого региона, карта аномального магнитного поля (АМП) (уточненная российско-американская версия, грид с размером ячейки 5x5 км [Глебовский и др., 2002]), Международная карта поля силы тяжести (грид 10x10 км, (http://l64.214.2.59/GandG/agp/index.htm) и составлена карта транскоровых разломов Шпицбергенско-Гренландского региона масштаба 1 : 5 000 000 примерно от 72° до 85°с.ш. (рис.).

Как показали геолого-геофизические исследования глубинного строения СЛО и его континентального обрамления [Погребицкий, 1997; Погребицкий и др., 2001; 2005], все разнообразие динамических условий проявления разломной тектоники подчинено здесь региональным системам, которые разграничивают региональные морфоструктуры, являющиеся отражением корово-мантийных неоднородностей и имеющие между собой пликативно-дизъюнктивные контакты. Поэтому методика составления карты транскоровых разломов базировалась в первую очередь на геоморфологическом анализе рельефа дна океана с выделением наиболее крупных морфоструктур и их ограничений и сопоставлении выделенных морфоструктурных неоднородностей с картами потенциальных полей и с распределением эпицентров землетрясений. Кроме того, были проанализированы все наиболее представительные, на наш взгляд, геолого-геофизические материалы по Гренландско-Шпицбергенскому региону, позволяющие раскрыть глубинную структуру и геодинамику развитых здесь дизъюнктивных дислокаций.

В результате проведенного анализа в пределах рассматриваемого региона выделены следующие зоны транскоровых (глубинных) разломов: эпиконтинентальный пояс флексурно-разломного обрушения, окаймляющий континентальные окраины Гренландии, Шпицбергена и Западно-Баренцевоморскую; рифтовые (орогенно-спрединговые) зоны срединно-океанических хребтов Мона, Книповича и Гаккеля; Шпицбергенско-Гренландская сдвиго-раздвиговая зона разломов северо-западного (315-320°) простирания.

Эпиконтинентальный пояс флексурно-разломного обрушения

Континентальная окраина в Арктическом бассейне относится к пассивному или атлантическому типу [Погребицкий, 1997]. Сочленение континентальной и океанической коры, сопровождаемое формированием на месте шва глубоких прогибов, происходит при этом либо под континентальным склоном, либо в зоне континентального подножья [Погребицкий и др., 2001]. В рассматриваемом регионе ширина пояса флексурно-разломного обрушения континентальных окраин колеблется от 40-50 до 100 км (рис.). Морфологически этот пояс выражен чаще всего континентальным склоном различной крутизны, в пределах которого выделяется серия сбросовых уступов, субпараллельных простиранию пояса, и достаточно многочисленные диагональные и поперечные разломы. Длина отдельных разломов колеблется от первых десятков до 100- 150 км . Значительная часть их находит отражение в потенциальных полях. Положение же флексурно-разломного пояса в целом, его инфраструктуры трассируется цепью гравитационных максимумов интенсивностью до 100-120 мГал, «нанизанных» на непрерывную полосу шириной 50- 70 км положительного поля силы тяжести интенсивностью до 30 мГал.

Как показали исследования структуры и истории формирования зоны сочленения континентальной и океанической литосфер в Арктике [Погребицкий, 1997; Погребицкий и др., 2001], ведущими тектоническими структурами пояса флексурно-разломного обрушения являются периокеанические прогибы (в рассматриваемом регионе - Поморский и др. [Гусев, 1998; 2002; Гусев и Шкарубо, 2001]), имеющие характер рифтогенных. Они выполнены мощным (8- 12 км ) комплексом до- и синокеанических терригенных образований со стратиграфическим диапазоном верхний мел - плейстоцен. Формирование прогибов обусловлено развитием глубинных магмоактивных разломов, в зонах которых происходит, как мы предполагаем, погружение эклогитизированных блоков мантии и коры с одновременным компенсационным насыщением их базитами, а также базит-гипербазитовыми выплавками и протрузиями. Это насыщение локализуется в полосе уже упоминавшихся гравитационных максимумов, указывая на наличие по периферии океана единой протрузивно-интрузивной системы, изостатически компенсирующей образование периокеанических трогов. В настоящее время верхи протрузий находятся на глубине 20- 25 км , дополняющие их крупные интрузии на глубинах 12- 15 км , а дайковые серии погребены под проградационным клином (около 3 км ) или обнажены на поверхности. Формирующийся в Арктике, в зоне сочленения океан-континент, пояс дислокаций носит геосинклинальный характер; в настоящее время он находится на инициальной рифтогенной стадии развития.

Наличие в составе рассматриваемого пояса глубоких рифтогенных прогибов, выполненных мощными толщами терригенных коллекторов и в последующем перекрытых тонкозернистыми покрышками проградационного клина, предполагаемое поступление в толщи прогибов по зонам глубинных разломов потоков горячих флюидов свидетельствует о высоком нефтегазовом потенциале рифтогенных прогибов. Они могут быть выделены как наиболее перспективные в отношении нефтегазоносности структуры, являющиеся звеньями глобального нефтегазоносного периокеанического альпийского пояса Земли [Погребицкий и др., 2001].

Рифтовые зоны срединно-океанических хребтов

Под этим названием выделены гребневые части срединно-океанических хребтов (СОХ), включающие осевой рифт и окаймляющие его гряды (горсты) и депрессии (грабены). Они представляют сейсмоактивные орогенно-спрединговые пояса, формирующиеся в зоне дивергентного шва (глубинного магмоактивного разлома) под влиянием внедряющегося в зону развивающегося снизу глубинного раздвига вещества из расширяющихся глубинных геосфер Земли. Здесь мы присоединяемся к модели формирования СОХ, вытекающей из концепции расширяющейся изначально гидридной Земли С.Н. Ларина [1980].

Срединно-океанические хребты Гренландско-Шпицбергенского региона существенно отличаются друг от друга. Хребты Гаккеля и Мона по морфологическим и геофизическим характеристикам относятся к числу классических срединно-океанических хребтов. Их гребневые зоны при ширине 150- 200 км возвышаются над дном рифтовой долины и подножьем на 1500- 2000 м . Характерный для хребтов блоково-грядовый рельеф подчинен четко выраженной рифтовой долине и пересекающим ее поперечным разломам. Рельеф хорошо согласуется с АМП, которое имеет симметричную спрединговую структуру, состоящую из 24 пар аномалий. Они охватывают хребты и смежные с ними котловины, при этом в пределах хребтов располагаются аномалии 1-6 (неоген-четвертичный период).

Спрединговое магнитное поле хребта Мона и прилегающих к нему глубоководных котловин резко обрывается зоной Шпицбергенско-Гренландских разломов. При этом происходит резкое, почти на 90° изменение простирания осевого рифта и приуроченных к нему отрицательной гравитационной аномалии и сейсмоактивной зоны. Расположенный здесь хребет Книповича по морфологии более сходен с приразломными поднятиями, чем со срединно-океаническими хребтами. Он занимает асимметричное положение по отношению к сопредельным океаническим котловинам. Узкая котловина, расположенная к востоку от него, в сущности почти целиком представляет зону сочленения континент-океан.

АМП над хребтом Книповича имеет мозаичный нерегулярный характер [Аветисов, 1996; 1998; Верба и др., 1998; Гусев и Шкарубо, 2001], и в целом можно констатировать, что в магнитном поле этот хребет практически не проявлен.

Линейность сейсмического пояса над хребтом Книповича резко нарушена. Данные по фокальным механизмам землетрясений свидетельствуют о своеобразии его тектонического режима. В отличие от режима нормального сброса, устанавливаемого на хребте Мона, здесь при наличии сбросовой составляющей весьма существенна или даже нередко преобладает сдвиговая компонента [Аветисов, 1996; 1998].

Нетипичность геоморфологических и геофизических характеристик отмечалась многими исследователями. По мнению Г.П. Аветисова, она обусловлена особенностями доспрединговой среды - наличием здесь сложно построенного блока литосферы, аналогичного по структуре современному Шпицбергенскому [Аветисов, 1996; 1998].

По данным Е.А. Гусева, аномальные для срединно-океанических хребтов черты строения хребта Книповича позволяют рассматривать его как новейшую структуру растяжения, наложенную в позднем миоцене - раннем плиоцене на ранее сформировавшийся бассейн [Гусев, 1998; 2002; Гусев и Шкарубо, 2001].

Мы присоединяемся к этим заключениям. Направления разломов, выделенные нами в пределах северной части Норвежско-Гренландского бассейна (рис.), практически совпадают с таковыми, закартированными на архипелаге Шпицберген [Российские…, 1998]. Геолого-геофизические характеристики хребта Книповича, на наш взгляд, гораздо ближе к таковым внутриконтинентальных рифтовых систем, нежели срединно-океанических рифтов.

Шпицбергенско-Гренландская зона разломов

Под таким названием нами выделена широкая - около 500 км полоса аномальной по геофизическим характеристикам коры (см. ниже), включающая большое количество крупных разломов (или разломных зон) северо-западного простирания. Она разделяет срединно-океанические хребты Мона и Гаккеля, смещая их через субмеридиональный хребет Книповича почти на тысячу километров, и в этом аспекте может рассматриваться как своеобразная трансформная зона. Тем более что сейсмоактивный пояс прослеживается (с некоторыми перерывами и участками разряжения эпицентров землетрясений) в пределах этой зоны от хребта Мона до хребта Гаккеля.

В пределах рассматриваемой полосы располагаются три крупных разлома, признаваемые большинством исследователей этого региона: Шпицбергенский, продолжающий флексурно-разломную зону континентальной окраины Шпицбергена на северо-запад, до подножия поднятия Моррис-Джесуп; разлом Моллой (пересекает нулевой меридиан ~ на 79° с.ш. и, после перерыва, переходит в северо-западное звено флексурно-разломной зоны континентальной окраины Гренландии); Гренландский разлом (~75°с.ш. по нулевому меридиану, его юго-восточное продолжение именуется разломом Сенья).

Основанием для объединения перечисленных выше разломных зон в единую более крупную трансрегиональную систему разломов послужили, прежде всего, особенности потенциальных полей. Полосовые магнитные аномалии хребтов Мона и Гаккеля и смежных с ними океанических котловин резко обрываются у границ рассматриваемой зоны и в ее пределы не прослеживаются. Здесь преобладает мозаичный или мозаично-линейный тип АМП с генеральным северо-западным простиранием аномалий и зон нарушений структуры поля [Аветисов, 1998; Верба и др., 1998].

Шпицбергенско-Гренландская зона разломов наиболее отчетливо проявлена в гравитационном поле. Все крупные аномалии поля силы тяжести (как положительные, так и отрицательные, за исключением субмеридиональных аномалий, приуроченных к хребту Книповича) имеют здесь северо-западное простирание. Узкая отрицательная аномалия, четко совпадающая с осевым рифтом Книповича, переходит в более широкую полосу минимумов поля силы тяжести пролива Фрама. Эта полоса имеет в целом СЗ простирание, но отдельные наиболее интенсивные минимумы ориентированы субмеридионально; далее на север она смыкается с узкой линейной отрицательной гравитационной аномалией осевого рифта хребта Гаккеля.

Самый интенсивный минимум поля силы тяжести в проливе Фрама приурочен к грабену Моллой - глубокой депрессии, борта которой по данным пересекающего его профиля MOB сложены субгоризонтально залегающими олигоцен(?)-плейстоценовыми отложениями мощностью до 2 км [Гусев, 1998; 2002]. Эти данные, а также приуроченность к грабену Моллой полосы эпицентров землетрясений (последняя, как и гравитационный минимум, имеет ВСВ простирание) позволяют рассматривать его как новейшую сейсмоактивную структуру растяжения.

Сходную природу имеют, по всей вероятности, и другие депрессии в пределах Шпицбергенско-Гренландского плато. Эпицентры землетрясений и наиболее интенсивные минимумы поля силы тяжести приурочены именно к этим структурам и в целом можно говорить, что полоса кулисообразно расположенных сейсмоактивных грабенов СЗ простирания соединяет осевые рифты хребтов Книповича и Гаккеля.

К югу от этой полосы, западнее рифтовой зоны хребта Книповича располагаются еще три линейные достаточно интенсивные отрицательные аномалии СЗ простирания. Одна из них ограничивает с юга хребет Ховгард, две другие окаймляют с северо-востока и юго-запада Гренландский хребет. Приуроченность к этим хребтам положительных гравитационных аномалий и морфология хребтов (узкие линейные гряды, возвышающиеся над плоскими днищами океанических котловин на 1000- 1500 м ) позволяет интерпретировать их как горсты. Они разграничивают ступенчато погружающиеся в юго-западном направлении днища котловин.

Данные о породах, слагающих эти хребты, крайне скудные. Скважина 908 ODP вскрыла на хребте Ховгард 350 м осадков со стратиграфическим диапазоном олигоцен-голоцен [Гусев, 2002] не вскрыв акустического фундамента. О природе последнего единого мнения не существует. Некоторые исследователи считают, что он имеет континентальную природу [Myhre et al., 1982]. По другим данным, фундамент этого хребта и прилегающего к нему Гренландско-Шпицбергенского плато представлен океанической корой с аномальными геофизическими характеристиками [Eldholm & Myhre, 1977].

Уже упоминавшиеся отрицательные аномалии поля силы тяжести, сопряженные с хребтами Ховгард и Гренландским, не выражены в рельефе дна. По всей вероятности, они связаны с грабенами СЗ простирания, выполненными достаточно мощными толщами осадков. Так же как и разграничивающие их хребты они асейсмичны и, вероятно, являются несколько более древними по сравнению с грабенами Шпицбергенско-Гренландского плато и осевым рифтом хребта Книповича.

Грабены, как известно, являются морфологическим выражением зон растяжения земной коры. Поэтому Шпицбергенско-Гренландскую зону разломов в целом можно рассматривать как крупную зону растяжения, своего рода подводную провинцию бассейнов и хребтов, в которой основное растяжение происходило в направлении северо-восток - юго-запад при подчиненном значении растяжения в субширотном направлении. Такая разнообразная ориентировка напряжений растяжения возможна, на наш взгляд, лишь в условиях общего расширения Земли.

Кулисообразное расположение структур растяжения в пределах Шпицбергенско-Гренландской зоны разломов, наличие здесь грабенов, ориентированных под различными углами к ее общему простиранию, позволяет предположить, что кайнозойские структуры растяжения развивались в условиях сдвиговых деформаций и приурочены к наиболее ослабленным зонам левосторонней сдвиговой системы - диагональным сколовым, субперпендикулярным к простиранию зоны трещинам отрыва, а также субпараллельным ее простиранию разломам сместителя полного сдвига. Как показано П.С. Вороновым [1988], субвертикальные трещины отрыва являются в сдвиговых системах наиболее глубокими и нередко служат проводниками для различного рода интрузий, инъекций и т.п. Можно предположить, что сейсмоактивные относительно короткие субмеридиональные грабены (типа грабена Моллой) Шпицбергенско-Гренландского плато приурочены именно к таким ослабленным зонам сдвиговой системы.

Сдвиги почти всегда сопрягаются с надвигами. При этом они только тогда могут приобретать большие амплитуды, когда плоскости их сместителей будут постепенно переходить в плоскости надвигов [Воронов, 1988]. Возможно, что дугообразные в плане морфоструктуры (грабены, гряды, разломы), расположенные в зоне сочленения хребта Гаккеля и Шпицбергенской зоны разломов, в какой-то мере наследуют надвиговую систему, окаймляющую с северо-востока сдвиговую зону северо-западного простирания. В этой связи можно отметить, что сложная чешуйчатая структура акустического фундамента Гренландско-Шпицбергенского плато, устанавливаемая по сейсмическим данным, трактуется некоторыми исследователями, как результат надвигообразования [Батурин и Нечхаев, 1989].

На карте транскоровых разломов (рис.) в пределах Шпицбергенско-Гренландской зоны разломов нами показана переработанная утоненная континентальная кора. Основанием для этого послужили данные профиля МПВ о мощности коры под хребтом Книповича (12- 13 км ) и данные В.В. Верба с соавторами о коре Шпицбергенско-Гренландского плато (15- 20 км ) [Верба и др., 1998]. На наличие реликтов континентальной коры в рассматриваемом регионе указывают также изотопно-геохимические особенности базальтов хребта Книповича [Сущевская и др., 2005], сходные с таковыми у пикритов Гренландии и свидетельствующие, на наш взгляд, об образовании их в результате контаминации мантийных расплавов материалом сиалической коры. В районе пролива Фрама континентальные окраины Гренландии и Шпицбергена практически смыкаются друг с другом, и для океанической коры здесь просто не остается места. Совсем рядом, на плато Ермак, В.Д. Дибнером, а затем Р. Джексон они были драгированы мраморизованные известняки, кварциты, кварц-серицитовые сланцы, аналогичные породам каледонской инфраструктуры северо-запада Шпицбергена [Верба и др., 1998].

Все эти данные, а также особенности АМП указывают на то, что Шпицбергенско-Гренландская зона разломов приурочена к полосе, переработанной (растянутой, утоненной, скорее всего, в какой-то мере базифицированной) континентальной коры, разделяющей океанические бассейны и наследующую, по-видимому, древнюю литосферную неоднородность северо-западного простирания

Эта неоднородность служила каким-то барьером, препятствием для спрединговых океанообразующих процессов и лишь в самое последнее время стала подвергаться деструкции с формированием магмо- и, сейсмоактивной рифтовой зоны хребта Книповича.

Шпицбергенско-Гренландская зона разломов относится к числу крупнейших на Земле разломных океанических структур. Ю.М. Пущаровским для таких структур предложен специальный термин - демаркационные (разграничивающие). По его данным на нашей планете насчитывается всего семь демаркационных разломных зон (Чарли-Гиббс, Романш, Элтанин и др.), в том числе и Шпицбергенская, в состав которой, по его мнению должна быть включена и Гренландская зона разломов [Пущаровский, 1994]. Демаркационные разломные зоны служат тектоническими и геолого-историческими разделами крупных областей Мирового океана. Отмечается приуроченность к ним областей «холодной» мантии, большая, по сравнению с сопредельными участками дна океана, мощность литосферы; глубина проникновения разломных зон достигает по разным оценкам 230- 300 км [Пущаровский, 1995].

Эти данные позволяют в какой-то мере оценить масштабы Шпицбергенско-Гренландской зоны разломов. Очевидно эта трансрегиональная зона глубинных разломов, уходящая далеко за пределы рассматриваемого региона. На северо-запад она продолжается, по-видимому, до Канадского Арктического архипелага, где трансформируется во флексурно-разломную зону, ограничивающую с юго-востока Амеразийский бассейн СЛО. Юго-восточное продолжение зоны менее определенно. Некоторые исследователи рассматривают ее (точнее, один из главных разломов этой зоны - Шпицбергенский) как фрагмент каледонского офиолитового шва, протягивающегося от Скандинавии до побережья Канадского архипелага и являющегося реликтом закрывшегося раннепалеозойского океана Япетус [Бондаренко и Секретов, 2003]. Не вдаваясь в дискуссию об этом океане, отметим, что приведенные в статье Г.Е. Бондаренко и С.Б. Секретова данные несомненно указывают на огромную протяженность, глубинный характер и древнее заложение одного из главных разломов Шпицбергенско-Гренландской зоны.

О глубинном характере этой зоны и специфическом («холодном» по образному выражению Э. Бонатти [Пущаровский, 1995]) состоянии мантии в ее пределах свидетельствует и то, что она служит северной границей огромной Северо-Атлантической платобазальтовой провинции. Такое заключение можно сделать из карты Норвежско-Гренландского бассейна, приведенной в работе Скогсейда с соавторами [Skogseid et al., 2000]. Севернее южных разломов Шпицбергенско-Гренландской зоны (Гренландского и Сенья) «проникают» лишь небольшие, выклинивающиеся к северу ареалы платобазальтов.

Несомненно, что именно наличие трансрегиональной зоны глубинных разломов (или литосферной глубинной неоднородности) определяет отмечавшиеся выше специфические геолого-геофизические особенности рассматриваемого региона. Однако происхождение этой зоны (а также подобных ей демаркациионных разломных зон), ее глубинная структура, время заложения и эволюции остаются во многом неясными и требуют дальнейшего изучения.

Список литературы

1. Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики. СПб., ВНИИОкеангеология, 1996. 185 с.

2. Аветисов Г.П. Особенности геодинамики подводного хребта Книповича (Норвежско-Гренландский бассейн) // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып. 2. СПб., ВНИИОкеангеология, 1998. С. 46-57.

3. Батурин Д.Г, Нечхаев С.А. Глубинное строение Шпицбергенского краевого плато северо-восточной части Гренландского моря // ДАН СССР. 1989. Т. 306. № 4. С. 925-930.

4. Белоусов В.В. Земная кора и верхняя мантия океанов. М., Наука, 1968. 284 с.

5. Бондаренко Г.Е., Секретов С.Б. Глобальная цикличность в тектонической эволюции океанических бассейнов Арктического региона Земли // ДАН. 2003. Т. 388. № 5. С. 646-650.

6. Верба В.В., Ким Б.И., Волк В.Э. Строение коры Арктического региона по геофизическим данным // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып. 2. СПб., ВНИИОкеангеология, 1998. С. 12-28.

7. Воронов П.С. Принципы сдвиговой тектоники // Сдвиговые тектонические нарушения и их роль в образовании месторождений полезных ископаемых. Вып. 1. Л ., Межведомственный тектонический комитет АН СССР, ЛГИ, 1988. С. 8-21.

8. Глебовский В.Ю., Зайончек А.В., Каминский В.Д., Мащенков С.П. Цифровые базы данных и карты потенциальных полей Северного Ледовитого океана // Российская Арктика: геологическая история, минерагения, геоэкология. СПб., ВНИИОкеангеология, 2002. С. 134-141.

9. Гусев Е.А. Тектоническая структура северо-восточной окраины Норвежско-Гренландского бассейна // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Материалы совещания. М., ГЕОС, 1998. Т. 1. С. 155-157.

10. Гусев Е.А. Тектоника и палеогеография северо-восточной части Норвежско-Гренландского бассейна в позднемезозойское - кайнозойское время. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. СПб., ВНИИОкеангеология, 2002. 24 с.

11. Гусев Е.А., Шкарубо С.И. Аномальное строение хребта Книповича // Российский журнал наук о Земле. 2001. Т. 3. №2. С. 165-182.

12. Ларин В.И. Гипотеза изначально гидридной Земли. М., Недра, 1980. 216 с.

13. Погребицкий Ю.Е. Раскрытие Северного Ледовитого океана и сопутствующие геологические процессы на окружающих континентах // Региональная геология и металлогения. 1997. № 7. С. 129-136.

14. Погребицкий Ю.Е., Горячев Ю.В., Трухалев А.И. Перспективы нефтегазоносности пояса сочленения континент-океан в Арктике // Мировой океан. Вып. 3. 2001. С. 44-48.

15. Погребицкий Ю.Е., Горячев Ю.В., Трухалев А.И. Тектоническое районирование Центрально-Арктического бассейна // Разведка и охрана недр. 2005. № 6. С. 24-26.

16. Пущаровский Ю.М. Демаркационные разломы в океанах как особая категория тектонических разломов // ДАН. 1994. Т. 335. № 5. С. 616-620.

17. Пущаровский Ю.М. Глубинность океанских поперечных разломов // ДАН. 1995. Т. 392. № 4. С. 512-516.

18. Рельеф дна Северного Ледовитого океана. Масштаб 1 : 5 000 000, проекция стереографическая. СПб., ГУНиО МО РФ, ВНИИОкеангеология, РАН, 1998.

19. Российские геологические исследования на Шпицбергене 1962-1996 гг. СПб., ВНИИОкеангеология, 1998. 103 с.

20. Сущевская Н.М., Черкашев Г.А., Баранов Б.В. и др. Особенности толеитового магматизма в условиях ультрамедленного спрединга на примере хребта Книповича (Северная Атлантика) // Геохимия. 2005. № 3. С. 254-274.

21. Удинцев Г.Б., Яншин А.Л. Структуры морского и океанического дна // Тектоника Евразии. М., Наука, 1966. С. 344-390.

22. Удинцев Г.Б. Норвежско-Гренландский бассейн: рифтогенез и океанизация // 27 Международный геологический конгресс. Т. 4. Геология Арктики. М., Наука, 1984. С. 51-57.

23. Eldholm О., Myhre A.M. Hovgaard Fracture Zone // Norsk Polarlnstitutt. 1977. P. 195-208.

24. Myhre A.M., Eldholm O., Sundvor E. The margin between Senja and Spitsbergen Fracture Zones: implications from plate tectonics // Tectonophysics. 1982. V. 89. № 1-3. P. 33-50.

25. Skogseid J., Planke S., Faleide J.I. et al. North Atlantic continental rifting and volcanic margin formation. // Dynamics of the Norwegian Margin. Geological Society, London , Special Publications. 2000. V. 167. P. 295-326.

Truhalev A.I., Pogrebitsky Yu. Ye., Naryschkin G.D.

The systems of deep seated faults of the Spitsbergen-Greenland region.

Systems of deep seated faults of the Spitsbergen-Greenland region have been identified and characterized basing on the analysis of the bottom relief map and potential field maps. Those systems are: epicontinental flexure and fault collapse belt; rift (orogenic-spreading) zones of the Mona, Knipovich & Gakkel mid-ocean ridges; transtensional Spitsbergen-Greenland fault zone. The latter is one of the major oceanic fault zones of the Earth. The geodynamic of the region is controlled by the interaction of the oceanic spreading and the strike-slip fault deformations within the transregional fault zone of NW orientation.

 Fig. 1, references – 25

.

Ссылка на статью:

Трухалев А.И., Погребицкий Ю.Е., Нарышкин Г.Д. Системы транскоровых разломов Шпицбергенско-Гренландского региона. Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, 2006, Труды ВНИИОкеангеология, том 210, вып. 6, с. 130-135.

.