Норвежско-Гренландский бассейн рассекается цепью из трех срединных хреб­тов и включает соответственно три пары сопряженных с ними океанических плит.

Хр. Кольбенсей (Исландский) простирается от подводного склона Исландии до поперечных к нему подводных гряд, приуроченных к разлому Ян-Майен. Пересекающая исландский приостровной шельф узкая подводная гряда соединяет хр. Кольбенсей с горным массивом миоценовых платобазальтов севера Ислан­дии, заключенным между Западной и Восточной рифтовыми зонами с плиоцен-чет­вертичным вулканогенным выполнением.

Сопряженные с хр. Кольбенсей океанические плиты занимают пространство между цепью Брито-Гренландских порогов на юге и системой сходящихся к о. Ян-Майен разломов на севере. С запада границей океанических плит явля­ется гренландский континентальный склон, а на востоке — флексурно-разломная зона, следующая от западного окончания Скандинавии, вдоль края плато Воринг и далее по цепи приразломных вулканических гор Кислякова к о. Ян-Майен.

В кольбенсейской части Норвежско-Гренландского бассейна дно океана имеет сложный асимметричный рельеф. Сам хр. Кольбенсей сильно смещен к запад­ному краю, но по сейсмичности и характерному спрединговому аномальному магнитному полю без сомнения входит в систему срединно-океанических хребтов. Его ширина достигает 120 км; гребень находится на глубине менее 1000 м и возвышается над подножьем на 500-600 м. Рельеф гребневой зоны линейно-грядовый, без отчетливо выраженной осевой рифтовой долины. Гряды сложены базальтом, скальные выходы которого выступают из-под маломощного покрова преимущественно четвертичных ледниково-морских отложений. У подножья хребта мощность осадков первого океанического слоя достигает 200-250 м.

Океаническая плита, сопряженная с западным склоном хр. Кольбенсей, пред­ставлена Гренландско-Исландским желобом (ширина 60-90 км, глубина дна 1600 м), за которым следует крутой континентальный склон Гренландии. Желобу соответствует прогиб выполненный кайнозойскими отложениями (первый океанический слой), мощностью 750-1000 м. Необходимо отметить, что система линейных аномалий хр. Кольбенсей прослеживается в пределах гренландского шельфа за изобату 400 м. Предполагается, что этот феномен обусловлен проградационным генезисом данной части шельфа, т.е. шельф явля­ется здесь насыпным и покоится на океаническом фундаменте. Однако здесь же располагаются горсты и глубокие (до 3000 м) грабены, свидетельствующие о единой системе дислокаций фундамента в береговой зоне и на шельфе и о длительном мощном осадконакоплении в грабенах.

Океаническая плита, сопряженная с восточным склоном хр. Кольбенсей, несет на себе две крупных морфоструктуры: Исландское подводное плато и Норвежскую котловину.

Исландское плато наклонено к востоку (глубины меняются от 1500 м до 2200 м), но по восточному краю ограничено подводным асейсмичным Ян-Майенским хребтом и цепью плосковерхих возвышенностей, следующих на юг до Фареро-Исландского порога. Осадочный чехол Исландского плато имеет мощность от 500 до 900 м во впадинах на восточной окраине. Скв. 348 "Гломар-Челленджера", пробуренная в центральной части плато, вошла на глубине 520 м в толеитовые базальты, перекрытые верхнеолигоценовыми терригенными отложениями с прослоями галечников. Скважины на поднятиях вдоль восточного края плато не достигли базальта, но на глубине около 120 м зафиксировали угловое несогласие между горизонтально лежащими слаболитифи-цированными терригенными осадками среднего олигоцена-четвертичного периода и моноклинально падающей на восток толщей массивных песчанистых алевролитов и аргиллитов верхнего эоцена - нижнего олигоцена. По сейсмическим данным, вулканические породы свойст­венны всему Исландскому плато, однако остается вопросом, что является цоколем вулканогенной толщи. Предполагается, что земная кора под Исландским плато имеет субконтинентальное строение. Вместе с тем в центре плато установлены магнитные аномалии из кольбенсейского спредингового поля, указывающие на миоценовый возраст коры.

Норвежская котловина характеризуется глубинами дна свыше 3500 м. В центре котловины наблюдается группа ориентированных в северо-восточном направлении низких гряд, выделяемых под названием хр. Эгир (Пинро). В западной части котловины установлена трехслойная структура коры общей мощностью 7 км, интерпретируемая следующим образом: верхний слой (1 км) - кайнозойские осадки; средний слой (2 км) - базальтовые подушечные лавы; нижний слой (4 км) - кристаллический субстрат. В восточной части котловины и у ее южного края мощность осадочного покрова возрастает до 2 км. Хр. Мона начинается у о. Ян-Майен (современный вулкан с базанитовым соста­вом излияний) и простирается на северо-восток до Гренландского разлома. Сопряженные с ним океанические плиты представлены симметрично расположен­ными Гренландской и Лофотенской котловинами. Хребет имеет ширину около 200 км, протяженность - 600 км, превышение над подножием -1500 м (изобата 1000 м), но отдельные вершины достигают изобат 500 м 200 м. Он имеет симметричное строение, характерный линейно-грядовый ландшафт и отчетливо выраженную осевую рифтовую долину. По обе стороны от нее в системе линейных магнитных аномалий насчитывается 24 аномалии, причем аномалии 6-24 рас­положены в пределах глубоководных котловин и срезаются безаномальной зоной подножия континентальных склонов. Для Лофотенской котловины имеются данные, что мощность осадков первого океани­ческого слоя увеличивается в ней от нескольких сотен метров у подножья хр. Мона до 2 км в ее центральной части. Первый слой повсеместно подстилается вторым океаническим слоем мощностью свыше 3 км. Полная мощность коры в центре котловины оценивается в 7 км.

Хр. Книповича по морфологическим признакам более схож с приразломными поднятиями, нежели со срединными хребтами. Он представлен сравнитель­но неширокой полосой (75 км) пологих невысоких гряд, приуроченных к запад­ному борту узкого сейсмоактивного желоба, следующего по диагонали между Шпицбергенским и Гренландским разломами. Эти гряды увенчаны конусами, на­поминающими вулканы. По итогам региональной съемки магнитное поле здесь практически не коррелируемо. Отдельные фрагменты линейных магнитных аномалий пересекают гряды под углом около 45° и срезаются сейсмичным желобом. Вместе с тем батиметрические карты показывают, что гряды на южном конце хр. Книповича, сделав крутой поворот, переходят в гряды западного склона хр. Мона. Скв. 344, пробуренная "Гломар-Челленджером" на восточном борту желоба, вскрыла миоцен-четвертичные ледниково-морские отложения мощностью 380 м, подстилаемые долеритами и габбро-долеритами с радиометри­ческим возрастом 3 млн лет.

Сопряженные с хр. Книповича океанические плиты асимметричны. Западная плита представлена Северо-Гренландской (Бореальной) котловиной. Плита к вос­току от хр. Книповича имеет вид узкого треугольника, зажатого между Шпицбергенским разломом и продолжающей его флексурно-разломной зоной баренцевоморского континентального склона с одной стороны и сейсмоактивным желобом хр. Книповича - с другой. С юга эта треугольная плита открыта в Лофотенскую котловину.

ЕВРАЗИЙСКИЙ БАССЕЙН

Евразийский бассейн заключен между шельфом морей Карского и Баренцева с одной стороны и подводным поднятием Ломоносова - с другой. Через Шпицбер­генский разлом он непосредственно граничит с Норвежско-Гренландским бассей­ном и замкнут со стороны моря Лаптевых.

Срединно-океанический хр. Гаккеля разделяет Евразийский бассейн на две грубо симметричные части. По морфологическим и геофизическим характеристи­кам он относится к числу классических срединно-океанических хребтов. Начинаясь у Шпицбергенского разлома, хр. Гаккеля следует через приполюсную часть бассейна в направлении моря Лаптевых, сохраняя на протяжении 2000 км морфо-структурное единство. На 80° с.ш., приблизительно в 250 км от бровки торцово ориентированного к нему континентального склона, он выполаживается и на глубине свыше 3000 м сходит на нет. Однако сейсмоактивная зона, приуроченная к осевой рифтовой долине, проходит далее через шельф моря Лаптевых к пред­горьям Хараулаха (северные отроги Верхоянского хребта). При ширине хребта 120-200 км его гребневая зона возвышается над под­ножием и дном осевой рифтовой долины на 1500-2000 м и достигает изобаты в 2000 м. Характерный для хребта блоково-грядовый рельеф подчинен четко выраженной осевой рифтовой долине и пересекающим ее многочисленным мелким трансформным разломам. Рельеф хорошо согласуется с аномальным магнитным полем. Система линейных магнитных аномалий хр. Гаккеля насчитывает 24 пары осей, причем в пределах самого хребта располагается до 6 аномалий по обе стороны от осевой долины. У континентальных подножий и со стороны поднятия Ломоносова аномальное спрединговое поле окаймлено беза­номальной зоной. В пределах хребта базальтовый цоколь перекрыт прерывистым плащом верхнекайнозойских (по номерам аномалий) водно-ледниковых отложений, мощность которых у подножия достигает 200-250 м. Сопряженным с хр. Гаккеля океаническим плитам соответствуют две вытя­нутые котловины: Нансена (глубина до 3500 м), расположенная со стороны Евразии, и Амундсена (глубина свыше 4000 м), примыкающая к поднятию Ломоно­сова. Сейсмические исследования показывают, что мощность первого океани­ческого слоя увеличивается от подножия срединного хребта к краям плит, достигая на месте краевой безаномальной зоны 4500 м и более.

АМЕРАЗИЙСКИЙ БАССЕЙН

Амеразийский бассейн охватывает глубоководные котловины и подводные хребты, лежащие между поднятием Ломоносова и континентальными окраинами Северной Америки и северо-востока Азии.

Котловины этого бассейна характеризуются плоским дном с глубинами 3-4 км, мощностью коры около 10 км и отсутствием (по геофизическим данным) "гранитного" слоя. Сейсмическими исследованиями в них установлены отложения мощностью от 4 (котловина Толля) до 6 км (Канадская котловина), в разрезах которых выделяются до пяти горизонтов. На основе этих скорост­ных характеристик, по аналогии с осадочными бассейнами прилегающих шельфов, предполагается, что в пределах Амеразийского бассейна развиты кайнозойские, мезозойские и, возможно, более древние отложения. Подводные поднятия Ломоносова и Менделеева-Альфа имеют сложное блоковое строение. Мощность земной коры оценивается для поднятия Ломоносова в 17-20, а для поднятия Менделеева - в 15 км. Отчетливо проявленный на поднятии Ломоносова горизонт со скоростя­ми распространения продольных волн 6,3—6,5 км/с принимается за "гранитный" слой. Геоакустические исследования указывают на наличие в верхних слоях гребне­вых зон хребтов интенсивной дизъюнктивной тектоники и мелких приразломных складок в полуконсолидированных осадках. По характеру магнитных аномалий и мелких форм рельефа на поднятиях Менде­леева Альфа можно предполагать, что непосредственно под кайнозойским чехлом широко распространены вулканические покровы. В осевой зоне хр. Альфа их наличие установлено драгированием. В целом аномальное магнитное поле над котловинами и хребтами Амеразийского бассейна отличается сложной неупорядоченной региональной структурой и высокой интенсивностью. Оно сходно с полями континентальных щитов и несравнимо с другими рай­онами Мирового океана.

Материковые окраины Северного Ледовитого океана относятся к пассивному или атлантическому типу. В тектоническом отношении здесь выделяется подвижный пояс континентальных склонов и лежащие за ним (в сторону материка) шельфовые плиты, или ступени.