Анотація

Аналіз батиметрія, даних сейсмоакустичних досліджень і профілювання МОВ ОГТ, а також дослідження сучасної сейсмічності хребта Кніповича виявляє його незгодних у тектонічному плані положення по відношенню до оточуючих структурам, що дозволяє віднести його до новітніх, накладеним утворень. Час закладення хребта Кніповича, як океанічного Рифт, за наявними геолого-геофізичних матеріалами відноситься до міоценового часу. Простягання лінеаментів, підкреслює глибину структурою і сучасної топографією дна в західному фланзі хребта і в межах його гребеневої зони, мабуть, відбиває геометрію полів напруг і динаміку тектонічних рухів, що відрізняються від сучасного структурного плану. За ступенем вираженості структурних елементів і мінливої спрямованості тектонічного розвитку, нетипових для серединно-океанічних хребтів, хребет Кніповича являє собою океанічний рифт, що знаходиться на стадії свого структурного оформлення.

Введення

Район хребта Кніповича багато років служить полігоном комплексних і спеціальних досліджень міжнародних експедицій науково-дослідних судів. Підвищений інтерес вчених усього світу до цього регіону не випадковий: архіпелаг Шпіцберген і прилеглий Норвезько-Гренландський океанічний басейн є ключовими структурами для розуміння тектоніки і еволюції західного сектору Арктичного регіону і розвитку структурних зв'язків між Північною Атлантикою і Північним Льодовитим океаном в пізньому кайнозої. Більшістю дослідників визнається спредінговая природа хребта Кніповича в Норвезько-Гренландському басейні. Наявність добре вираженою рифтової долини, сучасна сейсмічність в районі хребта, знакозмінні магнітне поле, здавалося б, дозволяють відносити його до звичайного ланці світової системи серединно-океанічних хребтів. У той же час, багато "аномальні''риси будови даної морфоструктури не вкладаються в рамки традиційних концепцій і вимагають ще свого пояснення.

Фактичний матеріал                      Рис. 1     

Рис. 2 В основу роботи покладені матеріали сейсмічних і сейсмоакустичних досліджень Морський арктичної геологорозвідувальної експедиції (МАГЕ, г.Мурманск) [Батурин, 1990, 1992, 1993; Батурин, Нечхаев, 1989; Шкаруба, 1996, 1999], а також сейсмічні матеріали Бергенського Університету (Норвегія), Норвезького Нафтового Директорату та Федеральної геологічної служби Німеччини (BGR, Ганновер) [Eiken, 1994; Faleide et al., 1996; Gabrielsen et al., 1990; Hinz and Schluter, 1978] (рис. 1). В аналіз включені батіметріческіе карти [Матиш, 1984; Наришкін, 1998; Cherkis and Vogt, 1994; Crane et al., 1995; Ohta, 1982], результати донного пробовідбору [Neumann and Schilling, 1984], глибоководного буріння океанічного [Talwani and Udintsev, 1976; Thiede et al., 1995] і картіровочного буріння на Західно-Баренцевской околиці [Eidvin et al., 1993; Saettem et al ., 1994]. Крім того, використовувалися видані карти аномального магнітного та гравітаційного полів [Faleide et al., 1984; Olesen et al., 1997].

Методика досліджень                      Рис. 2     

Пропонується комплексний аналіз широкого спектру геолого-геофізичних даних, як оригінальних, так і опублікованих. Була складена оглядова батіметріческая карта, куди були зведені видані до теперішнього часу батіметріческіе схеми і карти різних масштабів. Ці карти було уточнено на основі сейсмоакустичних профілів, виконаних у 1986-1990рр. Морський арктичної геологорозвідувальної експедицією. Для найбільш забезпеченої сейсмоакустичних даними північній частині хребта Кніповича (76o пн.ш.-79o пн.ш.) була складена детальна батіметріческая карта. Район на південь від 76o пн.ш. на наведеною схемою (рис.2) характеризується більш схематичним зображенням рельєфу дна. Лінеаментного аналіз цих карток, поряд з сейсмічними матеріалами, послужив основою для виділення неотектонічних порушень у гребеневої зоні хребта Кніповича.

Далі був виконаний сейсмостратіграфіческій аналіз матеріалів багатоканального сейсмічного профілювання. Для уточнення особливостей будови осадового чохла глибоководної улоговини Норвезько-Гренландського моря з урахуванням сейсмостратіграфіческіх схем різних авторів [Батурин, 1986, 1992; Савостіна, Батурин, 1986; Шкаруба, 1999; Faleide et al., 1996; Hinz and Schluter, 1978] була проведена ув'язка сейсмічних горизонтів. Стратиграфічна прив'язка опорних відображають горизонтів базується, на відміну від попередніх робіт, в тому числі і на даних океанічного глибоководного буріння в протоці Фрама.

У гребеневої зоні хребта Кніповича, що відрізняється контрастним будовою, де безперервне відстеження відображають горизонтів утруднене, розчленовування осадового чохла грунтувалося на методі визначення та ідентифікації "структурних стилів''окремих комплексів. Виділення сейсмостратіграфіческіх комплексів у невеликих ізольованих западинах проводилося за низкою характерних ознак. Такими є: характер сейсмічної запису, що несе непряму інформацію про фаціальні складі опадів; ступінь і вид деформацій осадових товщ; характер співвідношень комплексів між собою і з акустичним фундаментом. Правомірність застосування подібних методичних прийомів диктується відсутністю прямих геологічних спостережень у численних ізольованих западинах, терасах, "кишенях''і т.д., датування осадового чохла яких необхідне для проведення палеотектоніческіх реконструкцій.

Палеогеографічні еволюція Норвезько-Гренландського моря

Проведення океанічного глибоководного буріння в південній частині Норвезько-Гренландського моря (плато Ворінг, Лофотенських і Норвезька улоговини, Ісландське плато) [Talwani and Udintsev, 1976] виявило основні етапи освіти океанічної улоговини. Палеоцен-еоценових осадовий чехол в ряді місць був сформований в мілководних умовах, і лише незгодне перекривають їх міоценових і пліоцен-четвертинні опади можуть бути з упевненістю віднесені до батіальним. Присутність в розрізах глибоководних свердловин виражених стратиграфічних перерв дозволило деяким дослідникам припускати, що для частини сучасної акваторії Норвезько-Гренландського моря раннеолігоцен-середньоміоценових час характеризувався підняттям і навіть континентальними умовами [Рудич, 1983].

Згідно плітотектоніческой гіпотезі часом закладення південній частині Норвезько-Гренландського моря вважається епоха 24 магнітної аномалії (56-58 млн років тому) [Talwani and Eldholm, 1976]. Однак наявність тут аномальних по складу базальтів і невідповідність віку базальтів, розкритих глибоководним бурінням, віком лінійних магнітних аномалій послужило підставою для розробки тектонічних моделей, альтернативним плітотектоніческім [Рудич, 1983; Удінцев, 1982]. Провідними процесами океанообразованія в цих моделях є тафрогенез, траппогенез, океанізація і ріфтогенез. Крім того, передбачалося, що серединно-океанічні хребти сформувалися на одній з заключних стадій освіти океанічної улоговини Норвезько-Гренландського моря [Рудич, 1983].

У системі періокеаніческіх прогинів, що оздоблюють материкові околиці, відкладалися, в основному, кайнозойські опади. У той же час різке збільшення потужностей верхньокрейдяними порід на Західно-Баренцевской околиці [Gabrielsen et al., 1990], а також на плато Ворінг [Sigmond, 1992] в сторону сучасної океанічної западини свідчить на користь докайнозойского віку закладення системи періокеаніческіх прогинів, розташованих на південь від розломно зони Сенья. Виявлення в розрізах глибоководних свердловин поряд з вулканіти океанічного фундаменту ДАЕК і Сілла, що мають більш пізній вік, чим перекривають опади [Talwani and Udintsev, 1976], свідчить про тривали магматичних процесах. Подібні співвідношення є характерними для зон переходу від континенту до улоговина Норвезько-Гренландського моря, де осадові товщі поступово заміщаються туфами і лавами океанічної кори [Клітін, 1983, 1988]. Такі структури в межах Східно-Гренландське околиці, виявлені сейсмічними дослідженнями, названі "псевдоескарпамі''[Larsen, 1990].                      Рис. 3     

Більш близькими до предмету обговорення є результати буріння свердловин 908, 909 в протоці Фрама, що знаходяться безпосередньо до північний захід від хребта Кніповича [Thiede et al., 1995] (рис.3). Отримані матеріали свідчать про ізольованості що існував тут у олігоценової час морського басейну. Аналіз габітусу скелетів сілікофлагеллят Cannopilus hemispaericus, Dictyocha bryonalis, Distephanus crux, D.paulii підтверджує досить обмежений вплив поверхневих вод Північної Атлантики [Locker, 1996]. Подібність перерахованих видів з комплексами Західного Сибіру й Уралу вказує на можливі палеогеографічні зв'язку зі сходом через Арктичний басейн або через Баренцове море.

Палеогенові діатомові комплекси в свердловині 908, розташованої на північний захід від хребта Кніповича, в межах асейсмічного хребта Ховгард, характеризуються епіфітічнимі формами, що вказують на нерітовую і прибережну обстановку з низькою солоністю. Прибережну палеообстановку підтверджують виявлені тут епіпеліческіе (що ростуть на м'якому осаді), епіпсаммітовие (що ростуть на піщаному дні), епібентічние діатомові таксоценози. Цей висновок зроблений на основі аналізу сучасних екологічних обстановок проживання пологів Paralia, Diploneis, Cocconeis, Grammatophora, Rhaphoneis та ін [Scherer and Kocc, 1996]. Комплекс палеогенових діатомових в свердловині 908 свідчить також про високу швидкості седиментації в обстановці континентального шельфу з палеоглубінамі в перші сотні метрів. Досить часто зустрічаються прісноводні діатомові, що представляють прибережні болота та марші (ацидофільні діатомові пологів Eunotia і Pinnularia) [Scherer and Kocc, 1996]. Деякі форми, що зустрічаються в свердловині 908, описані в олігоценової опадах Західного Сибіру, де вони також свідчать про слабосоленої місці існування в прибережної обстановці. Комплекси бентосних форамініфер в палеогенових опадах північній частині Норвезько-Гренландського басейну вказують на обстановку трохи більш глибокого шельфу [Ostermann and Spiegler, 1996]. Протягом міоцену протоку Фрама відрізнявся високими темпами опадонакопичення і був ізольованим щодо глибоководним басейном, про що свідчать дослідження аглютинативна бентосних форамініфер. Ця обстановка седиментації сприяла збереженню комплексів аглютинативна бентосних форамініфер протягом більш тривалого часу, ніж в Північній Атлантиці, де вони зникли набагато раніше [Ostermann and Spiegler, 1996]. Ізоляція придонних вод від решти Північної Атлантики підтверджується також відсутністю карбонатної фауни в свердловині 909.

Перераховані особливості вказують на ізольованість басейнів північній частині Норвезько-Гренландського моря, а також на екстраординарну динаміку формування глибоководної западини з високими швидкостями тектонічного занурення в міоцені і особливо в пліоцен-четвертинний час.

Обговорення Будова океанічної улоговини.

Для з'ясування структурного і генетичного типу хребта Кніповича, а також для реконструкції тектонічних і геодинамічних процесів, відповідальних за освіта сучасної морфоструктури гребеневої зони хребта і рифтової долини, необхідно звернутися, перш за все, до загального будові улоговини північній частині Норвезько-Гренландського басейну.

Згідно плітотектоніческой гіпотезі освіти Норвезько-Гренландського басейну [Talwani and Eldholm, 1977] розкриття його північній частині почалося 36 млн років тому (13 аномалія), коли Північно-Американська і Євразійська плити відокремилися один від одного, в результаті чого утворився океанічний рифт. З подібного сценарію тектонічної еволюції випливає, що олігоценової відкладення, як синхронні початкового етапу розкриття океанічного басейну, повинні локалізуватися у протилежних материкових околиць в періокеаніческіх прогину, а що перекривають їх міоценових і пліоцен-четвертинні відкладення повинні характеризуватися більш широким розповсюдженням, аж до зони хребта.                      Рис. 4     

                     Рис. 5     

субстрат (мал. 5). Розподіл осадового чохла океанічної улоговини Норвезько-Гренландського басейну контролюється структурою поверхні гетерогенного акустичного фундаменту (рис. 4), який за геолого-геофізичними характеристиками можна підрозділити на океанічний базальтовий фундамент, що включає Гребнева зону хребта Кніповича, Абісальна ступінь і деструцірованний континентальний Тим континентальним і океанічним фундаментом по сейсмічних даними виділяється перехідна зона [Шкаруба, 1996]. У межах океанічної улоговини поверхню акустичного фундаменту в цілому характеризується нахилом у західному та східному напрямку від підняття хребта Кніповича. Найбільша розчленованість рельєфу фундаменту спостерігається в області деструкції континентальної кори і в зоні неотектонічне активності в гребеневої зоні хребта. На захід від хребта Кніповича, в бореальної западині, поверхню фундаменту характеризується мелкогрядовим розчленуванням. Витягнуті височини і поділяють їх западини орієнтовані косо по відношенню до простиранню хребта. На схід від хребта осадовий чохол повністю знівелював нерівності тектонічного рельєфу та морфологія підніжжя схилу характеризується акумулятивними формами сучасного рельєфу.

Обриси глибоководної западини підкреслюються конфігурацією флексурно-розломно зони материкового схилу, що представляє собою континентальний фундамент, розбитий системою лістріческіх скидів та перекритий осадковим клином. У районі бровки континентального схилу і морістее в структурі осадового чохла континентальної окраїни виділяються витягнуті, кулісні-розташовані періокеаніческіе прогини.

Характер розподілу і сейсмофаціальние риси комплексів відкладень в улоговині Норвезько-Гренландського моря свідчить про різку зміну обстановки опадонакопичення на рубежі міоцену-пліоцену.                      Рис. 6     

рифтова долина хребта Кніповича має субмеридіональна простягання і на великому протязі V-подібний поперечний профіль (рис.6). Крутизна схилів західного і східного бортів змінюється по простиранню рифтової долини. У рифтової долині спостерігаються численні підняття, які здебільшого являють собою діють підводні вулкани з лавовими потоками, зафіксовані сонарной зйомкою [Crane et al., 1995]. Борта рифтової долини ускладнені террасовіднимі уступами, що підкреслюють блокової будова гребеневої зони хребта. Ці ступінчасті скиди порушують базальтовий фундамент і весь перекриває його осадовий чохол, що вказує на порівняно недавній вік дислокацій розтягування. Уступи досить часто розміщені з 500-метровим кроком по глибині один щодо одного. Як на східному, так і на західному борту рифтової долини спостерігається скорочення потужностей сейсмокомплексов в західному напрямку. Це, можливо, вказує на "перехлест''потоків опадів зі Шпіцбергенской околиці через райони розташування сучасної рифтової долини. Можна також припустити, що глибина депресії на місці сучасної рифтовой долини в момент відкладення осадових товщ була набагато менше. Подальший провал океанічного ложа та освіта Рифт призвели до численних порушень чохла.

Ланцюг найвищих вершин гребеневої зони хребта асоціюється з 3 магнітною аномалією. Осьова аномалія яскраво виражена тільки в північній частині хребта Кніповича. Вулканічні породи хребта Кніповича щодо збагачені натрієм, кремнієм, калієм і збіднена залізом [Сущевский и др., 1997; Neumann and Schilling, 1984]. У межах рифтової долини фіксується сучасна гідротермальних активність [Poroshina et al., 1998].                      Рис. 7                           Рис. 8                           Рис. 9     

Пробурені на Гренландське-Шпіцбергенском порозі свердловини океанічного глибоководного буріння (# 908 і 909) дозволили виконати стратиграфічні прив'язку сейсмічних горизонтів. Детальний аналіз сейсмічних даних говорить про широке поширення олігоценової комплексу, який простежується аж до гребеневої зони хребта Кніповича (рис.7). Цей найдавніший осадовий комплекс Норвезько-Гренландського моря, розкритий океанічним бурінням [Thiede et al., 1995], в межах гребеневої зони хребта, мабуть, зберігся фрагментарно в пониженнях поверхні океанічного фундаменту, де на олігоценової комплекс незгодне налягають неогенові відкладення. Поверхня незгоди, що вказує на висхідні блокові руху, в гребеневої зоні хребта Кніповича фіксується на численних профілях (рис.8, 9). Ця перерва в опадонакопичення відзначено і в розрізі свердловини 908 на хребті Ховгард, де відсутні міоцен-раннепліоценовие відкладення [Thiede et al., 1995]. Особливості геодинамічної обстановки в зоні хребта.

Розвиток в опадах гребеневої зони хребта стратиграфічного перерви, пов'язаної з неотложеніем опадів або їх можливим розмивом дозволяє припустити воздиманіе цій ділянці дна. Судячи з конседіментаціонним деформацій осадових товщ, які спостерігаються на сейсмічних розрізах і вираженим у "задираючи''горизонтів і виклинювання осадових комплексів у напрямку до виступах фундаменту, дана область була охоплена воздиманіем саме в предпозднеміоценовое час. Амплітуда вертикальних рухів у першому наближенні порівнянна з відносним перевищенням гребеневої зони хребта над сполученої Абісальна рівниною (бореальних западина) і може досягати 0,5-1,0 км. В цей же час формується ланцюг найбільш високих вулканічних вершин, що складають сучасний підводний хребет і обмежує рифтової долину.                      Рис. 10                           Рис. 11     

Сейсмічні профілі, що перетинають рифтової долину в південній частині хребта Кніповича, виявляють свідоцтва циклічності процесів розтягування (рис.10, 11). Осадові товщі на плечах Рифт, що мають потужність до декількох сотень метрів, розбиті системою лістріческіх розломів, що відносяться за часом тектонічного впливу до єдиного імпульсу неотектонічне активізації. Мабуть, геодинамічних обстановка в районі хребта характеризувалася тривалими фазами тектонічного спокою, за які встигала накопичитися значна за потужності осадова товща, і короткочасними спалахами активізації тектонічних процесів.

Величина постолігоценового горизонтального розтягнення у північній частині хребта Кніповича орієнтовно оцінюється складанням проекцій на горизонтальну площину місць відсутності олігоценової порід, що приблизно відповідає ширині рифтової долини (близько 20 км) і сумарною горизонтальної амплітуді скидних порушень (до 1,5 км). Особливості будови гребеневої зони хребта Кніповича дозволяють припустити як провідного механізму його утворення можливе формування сводового підняття і його подальший розкол.                      Рис. 12     

Епіцентри землетрусів у зоні хребта Кніповича розподілені нерівномірно (рис.12). Спостерігається згущення епіцентрів в межах рифтовой долини в одних місцях і їх латеральної розрізненості в інших [АВЕТИСОВ, 1996, 1998; АВЕТИСОВ та ін, 1999; Sigmond, 1992]. Кілька північ 76o пн.ш. Гребнева зона порушена косо-орієнтованим грабенами північ-північно-західного простягання, за межами рифтової долини грабен повністю компенсовано опадами. До зони грабена приурочені епіцентри землетрусів [АВЕТИСОВ, 1998], фокальні механізми яких свідчать про режим нормального скидання в напрямку ПС-VSV, тобто ортогонально по відношенню до основного для хребта Кніповича напрямку розтягання (ПС-ПС). Норвезькі дослідники [Eiken, 1994] закартировано потрійне зчленування рифтової долини з невеликим грабенами в районі 77o пн.ш. Все це говорить про різноспрямованих напругах розтягнення у межах хребта.

простягання лінеаментів, виражена в рельєфі і підкреслює структурними рисами базальтового фундаменту відображає як паралельні розтягування, так і Дискордантні їй структурні елементи: тектонічні порушення і вулканічні (екструзівние) форми рельєфу. Положення тектонічних порушень на західному фланзі, очевидно, успадковує давніші, які проглядаються в структурі аномального магнітного поля [Olesen et al., 1997] і мають північно-східне простягання. Поперечні розломи.

Існуючі геодинамічні моделі, засновані на аналізі структури аномального магнітного поля, сейсмічних і батіметріческіх даних [Батурин, 1990; Шкаруба, 1996, 1999; Ohta, 1982; Talwani and Eldholm, 1977], припускають численні зміщення осі хребта за системою поперечних розломів. Однак більш детальні батіметріческіе побудови (рис.6) не підтвердили значних зсувних переміщень в межах гребеневої зони хребта і його рифтової долини. Порівняння батіметріческіх карт і карти аномального магнітного поля [Olesen et al., 1997] переконливо показує незгодні положення сучасної рифтової долини і простягання магнітних аномалій. У зв'язку з цим можна припустити, що сучасна рифтова зона хребта Кніповича виникла в результаті перескока осі спредінга в східному напрямку, що стався в пізньому міоцені. Нова вісь розтягування при цьому відчувала прагнення максимально "спрямити''своє простягання.                      Рис. 13     

Отримані при драгірованіі в межах хребта Кніповича базальти за своїм хімічним складом відповідають вулканіти серединних хребтів, жоден із зразків не має властивостей, характерних для базальтів Трансформаційний розломів [Сущевский та ін, 1997; Neumann and Schilling, 1984]. Серед хребтів і розломних зон Норвезько-Гренландського моря хребет Кніповича виділяється найнижчим рівнем сейсмічної активності, а сильні землетруси найбільш часті саме в зонах Трансформаційний розломів [АВЕТИСОВ, 1998]. Разом з тим, аналіз сейсмічного розрізу 89239 (Рис.13), орієнтованого вздовж простягання хребта і проходить через його Гребнева зону і рифтової долину від 73o пн.ш. до 77o пн.ш., виявляє густу мережу дрібних і великих неотектонічних порушень, що додають цій області "клавішну''структуру. Можна міркувати про те, чи стосуються ці порушення до Трансформаційний, а також про величину зсувне компоненти уздовж цих порушень. Більш детальні дослідження в майбутньому, безумовно, дадуть вичерпну відповідь на ці питання. Висновок

Детальне вивчення батиметрія, сейсмоакустичних і багатоканальних сейсмічних профілів, а також даних про сучасну сейсмічності хребта Кніповича виявляє його дискордантній положення по відношенню до оточуючих структурам, що дозволяє пов'язати його формування з новітніми, накладеними тектонічними процесами. Будучи в даний час активним центром спредінга і характеризуючись добре вираженою рифтової долиною, безліччю діючих підводних вулканів, ділянками гідротермальної активності та сучасної сейсмічністю, хребет Кніповича не виявляє чітко вираженого безперервного розростання океанічного ложа. Процеси розтягування характеризуються циклічністю: імпульси різкого посилення тектонічної і магматичної активності чергуються з тривалими періодами спокою. У різних сегментах рифтової зони хребта імпульси розтягування з утворенням нормальних або лістріческіх скидів та впровадження базальтових екструзії проявляються не одночасно.

Локалізація океанічного Рифт хребта Кніповича у східній частині улоговини Норвезько-Гренландського басейну, в безпосередній близькості Західно-Шпіцбергенской околиці, сталася в міоценового час. Висновок зроблений на основі аналізу сейсмічних розрізів, що мають стратиграфічні прив'язку по фауністичних охарактеризованих розрізах свердловин океанічного глибоководного буріння.

Вищенаведене свідчить про особливості будови хребта Кніповича, аномальних для типових серединно-океанічних хребтів. Хребет Кніповича представляється скоріше як молодий океанічний рифт, який утворився в міоценового час, але структурно не оформлений до теперішнього часу як серединно-океанічний хребет.

Література

АВЕТИСОВ Г. П., сейсмоактивних зони Арктики, 185 с., ВНІІОкеангеологія, С-Пб., 1996.

АВЕТИСОВ Г. П., Особливості геодинаміки зони підводного хребта Кніповича (Норвезько-Гренландський басейн), Геолого-геофізичні характеристики літосфери Арктичного регіону, Випуск 2, c.46-57, ВНІІОкеангеологія, С-ПБС., 1998.

АВЕТИСОВ Г. П., Верба В. В., СтепановаТ.В., Геодинаміка підводного хребта Кніповича (Норвезько-Гренландський басейн), Матеріали міжнародній конференції "Геодинаміка і геоекологія''РАН РФ, c.4-5, Архангельськ, 1999.

Батурин Д. Г., Західна континентальна окраїна архіпелагу Шпіцберген - тектоніка і седиментації, В кн.: Геологія осадового чохла Шпіцбергена (ред. А. А. фарбарі, М. Н. Мирзаев), c.125-135, ПГО "Севморгеологія'', 1986.

Батурин Д. Г., Структура і геодинаміка області Трансформаційний розломів Моллой в системі серединних хребтів Норвезько-Гренландського океанічного басейну, Океанологія, 30, вип.3, 436-442, 1990.

Батурин Д. Г., Сейсмостратіграфія осадових басейнів Західно-Шпіцбергенской континентальної окраїни, Вітчизняна геологія, (10), 67-74, 1992.

Батурин Д. Г., Структура осадового чохла і розвиток Шпіцбергенской континентальної окраїни, В кн.: осадовий чохол Західно-Арктичної метаплатформи (тектоніка і сейсмостратіграфія), c.35-47, Мурманськ, 1993.

Батурин Д. Г., Нечхаев С. А., Глибинне будова Шпіцбергенского крайового плато північно-східній частині Гренландського моря, Докл. АН СРСР, 306, (4), 925-930, 1989.

Карасик А. М., Куташова А. І., ПоздняковаР.А., РождественскійС.С., Норвезько-Гренландський басейн, В кн.: Геофізичні характеристики земної кори Атлантичного океану, c.17-49, Надра, Л., 1985.

Клітін К. А., Структура осадового чохла Шпіцбергенской акваторії Північної Атлантики, Бюл. МОИП, Отд. геол., 58, вип.3, 30-41, 1983.

Клітін К. А., Співвідношення Нордкапского платформеного і Західно-Баренцевского періокеаніческого прогинів, Изв. АН СССР, Сер. геол., (5), 108-114, 1988.

Матиш Г. Г., Дно океанів в льодовиковий період, 176с., Надра, Л., 1984.

Наришкін Г. Д., Рельєф дна Північного Льодовитого океану, масштаб 1:5 000 000, Проекція стереографіческая, ГУНіО МО, ВНІІОкеангеологія, РАН, С-Пб, 1998.

Рудич Е. М., що рухаються материки і еволюція океанічного ложа, 272с., Недра, Москва, 1983.

Савостіна Л. А., Батурин Д. Г., Сейсмостратіграфія і кайнозойської історія континентальної окраїни Гренландського моря в районі південного закінчення архіпелагу Шпіцберген, Докл. АН СРСР, 291, (6), 1458-1462, 1986.