ГЛИБИННА БУДОВА ГВІНЕЙСЬКОГО КРАЙОВОГО ПЛАТО ЗА ГРАВІТАЦІЙНИМИ І СЕЙСМІЧНИМИ ДАНИМИ - Глибинна будова Гвінейського крайового плато на підставі даних сейсмометрії та гравіметрії

Тривимірне гравітаційне моделювання Гвінейського крайового плато масштабу 1:3000000. Гравітаційна модель масштабу 1:3000000 була побудована з метою одержання загальних уявлень про глибинну будову та тектоніку Гвінейського крайового плато і прилягаючих ділянок Атлантики.

Моделювання здійснювалося на основі даних про глибини залягання та густини шарів земної кори та верхньої мантії, встановлених на попередніх стадіях дослідження (див. розділ 3). За допомогою автоматизованого комплексу програм (див. розділ 2.4) розраховувався гравітаційний ефект від кожного шару. Обчислені ефекти послідовно віднімалися зі спостереженого поля сили тяжіння з одержанням різницевих аномалій аж до залишкової (stripping-методика).

Рельєф дна в межах моделі характеризується діагональним простяганням ізобат до глибини 500 м. Починаючи з глибини 1 км ізобати різко змінюють свій напрямок із субмеридіонального в західній частині площі на субширотний в центрі та знову на субмеридіональний на південному сході. В глибоководній частині вирізняються підводні гори, які вишиковуються в субширотні смуги, що простягаються далі вбік Серединно-Атлантичного хребта за межі досліджуваної площі.

Ізогіпси горизонту 4, який ототожнюється з підошвою неконсолідованих осадів, на внутрішньому та середньому шельфі залягають конформно з поверхнею дна, причому ізолінія 5 км практично збігається з брівкою шельфу. Вздовж 9 пн. ш. практично всі ізогіпси різко зміщуються по широті. Найбільший зсув зазнає ізолінія 7 км (з 15 до 1640 з. д.), огинаючи субширотну структуру Гвінейської зони розломів. На субмеридіональну складову ортогонального тектонічного каркасу вказують три великі прогини глибиною більше 9 км, розташовані уступами на різній відстані від берега. Південніше 9° пн. ш. на захід від 15° з. д. неконсолідовані осади залягають безпосередньо на кристалічному фундаменті. Густина мезокайнозойської товщі задавалася залежно від її потужності (див. розділ 3.2).

Поверхня консолідованої кори подібна до залягання горизонту 4, по-перше, в напрямку простягання ізоліній в мілководній частині та, по-друге, в наявності трьох субмеридіональних прогинів. Найважливішою відмінністю є існування на північ від 9° пн. ш. між 15 і 1630 з. д. досить великого субширотного прогину, в межах якого фундамент занурюється до 15 км. Південний край цього прогину різко здіймається, утворюючи схил вузького валу, глибина залягання якого становить 7 км, південніше розташований ще один субширотний прогин, який, в свою чергу, змінюється підняттям. Ці структури є елементами Гвінейської зони розломів. Крім того, на внутрішньому і середньому шельфі виділяються локальні витягнуті підняття діагонального простягання. Густина нижнього осадового поверху задавалася рівною 2,63 г/см3 (див. розділ 3.3). Підбір гравітаційного поля показав, що похована під осадами гора (8°45 пн. ш. і 14°45 з. д.) є соляним штоком з густиною 2,23 г/см3.

Поверхня мантії заглиблюється від 12 км в океанічній частині до 40 км в материковій. Основним структурним елементом є ізолінія 20 км - на південь і захід від неї спостерігається різка диференціація підошви кори за глибиною залягання. Ізогіпси покрівлі мантії оконтурюють структури, виділені на карті поверхні фундаменту. Субмеридіональні прогини проявляються зануреннями поверхні мантії. Підошва кори під горами на заході залягає на глибинах 16 - 18 км, утворюючи "коріння гір". Гвінейська зона розломів являє собою чергування субширотних прогинів і виступів. Прогини проявляються зануренням поверхні мантії. Головний вал уздовж 9° пн. ш. має поглиблене до 18 км "коріння", а під підняттями меншого порядку глибина залягання мантії, навпаки, вище, ніж на прилягаючих ділянках.

В північно-східній частині площі виділяється виступ Касине, який виявляється різким поворотом ізогіпс 30 - 40 км з субширотного простягання на субмеридіональне, а потім на північно-східне.

В південній і західній частинах акваторії потужність консолідованої кори становить 6 км, що вказує на її океанічне походження. До континентального типу можна віднести кору товщиною більше 20 км. Перехід від океанічної кори до континентальної розрізняється в південно-східній і північно-західній частинах: перша характеризується стовщенням кори з 6 до 18 - 20 км на відстані близько 50 км, а в другій потужність кори досить швидко збільшується з 6 до 12 км, після чого спостерігається повільне наростання цього параметру з "уступами" зближених ізоліній 14 - 16 і 18 - 20 км. В океанічній частині, крім локальних ділянок підвищеної потужності, які пов'язані з горами, виділяється вузька смуга стовщеної кори, що приурочена до головного валу Гвінейської зони розломів.

Густина кори, відповідно до проведеної параметризації, задавалася зі значеннями 2,83 г/см3 в континентальній частині та 2,80 г/см3 в океанічній. В прибережній зоні було визначено три ділянки ущільненої до 2,85 г/см3 кори - на захід від виступу Касине, у зонах мису Верга і Фритаунського масиву. Під морськими горами підібралося розущільнення кори - від 2,77 по краях до 2,70 г/см3 під центром гори. Зниження величини густини до 2,77 г/см3 відзначається також під валом Гвінейської зони розломів. Однакове розущільнення, а також те, що вал лежить на одній лінії з горами, може вказувати на їхнє генетичне споріднення та однаковий мінеральний склад. З іншого боку, розущільнення під валом може бути пояснено тріщинною пустотністю, що виникла під впливом геодинамічних напруг.

При підборі моделі виявилося, що її потрібно розраховувати до глибини 100 км. Це добре узгоджується з думкою П. Делинджера (1982) про те, що ізостатична компенсація в приконтинентальних частинах океану відбувається саме на цьому рівні. В процесі моделювання найкраще наближення дало завдання таких мантійних густин: в континентальній частині - 3,34 г/см3 , в океанічній - 3,30 г/см3 і в перехідній зоні - 3,33 г/см3.

Після зняття ефектів всіх шарів було отримано залишкове поле. Якщо взяти до уваги масштаб моделі, в якому неможливо розрахувати локальні тіла, величини залишкових аномалій до ± 20 мГал можна вважати цілком задовільними.

Тривимірне гравітаційне моделювання прибережної частини Гвінейського крайового плато масштабу 1:1000000. Моделювання прибережної частини Гвінейського крайового плато масштабу 1:1000000 проводилося для деталізації глибинної будови цієї зони з метою визначення ділянок, перспективних з погляду пошуків вуглеводнів.

Поверхня дна в межах моделі характеризується плавним зануренням у південно-західному напрямку. Близько 9° пн. ш. шельф переходить у континентальний схил, напрямок ізобат поступово змінюється від діагонального до субширотного в південно-західному куті досліджуваної площі.

Поверхня горизонту 4 в цілому повторює рельєф дна. В прибережній зоні, на відміну від моделі масштабу 1:3000000, визначилася трикутна ділянка заглиблення, окреслюючи палеодепресію, яка була виділена раніше (О. О.Безбородов та ін., 1988).

Покрівля фундаменту має більш складну структуру, ніж підошва неконсолідованих осадів. Вздовж 10є пн. ш. у центрі площі виділяється досить великий зигзагоподібний прогин, що, імовірно, виник в результаті сполучення розломів, які представляють субширотну і діагональну системи тектонічних порушень. Ще одна діагональна структура, але перпендикулярного напрямку, простежується в прибережній зоні, в межах згаданої вище палеодепресії. При моделюванні виявилося, що густина нижнього осадового шару в прибережній частині значно менше, ніж було первісно визначено. До глибини залягання фундаменту 4 км осади мають густину не 2,63 г/см3, а 2,40 г/см3, а в межах палеодепресії навіть 2,30 г/см3. Судячи з величини цього параметру, прибережна смуга являє собою древню кору вивітрювання, складену породами латерит-бокситової асоціації.

В обрисі підошви консолідованої кори ортогональний тектонічний каркас виражений найбільш яскраво. Більшість ізоліній мають прямокутні вигини. Глибини залягання поверхні змінюються від 40 км на північному сході до 15 км на південному заході.

Потужність кори південніше 9є25' пн. ш. і на захід від 15є10' з. д. виявилася близькою до 6 км, тобто в цій частині акваторії розвинена кора океанічного типу з густиною 2,80 г/см3. В потовщеній до 10 км смузі, що відповідає вузькому хребту, який розділяє субширотні прогини фундаменту, кора розущільнена до 2,70 г/см3. Густина перехідної та континентальної кори дорівнює 2,83 г/см3. На сході акваторії виділяється область розущільнення до 2,80 г/см3, пов'язана з периокеанічною зоною синеклізи Бове; а також три ущільнені зони: 1) з простяганням ПдС-ПнЗ і густиною 2,85 г/см3 в південно-східній частині; 2) з простяганням ПнС-ПдЗ і густиною 3,00 г/см3 в північно-східній і 3) блок з густиною 3,10 г/см3, що знаходиться в центрі в межах меридіонального трогу, простеженого по відбиваючому горизонту 5. Таким чином, виявилося, що виділена в спостереженому полі сили тяжіння дуга максимальних значень ?gс визначається інтегральним ефектом інтрузивних зон різного напрямку і, судячи з підібраних величин густини, різного ступеня основності порід.

У залишковому полі гравітаційні аномалії не перевищують значень ±10 мГал, що співставно з точністю побудови спостереженого поля. Отже, можна вважати модель досить добре підібраною.

Глибинна будова й еволюція Гвінейського крайового плато за результатами проведених досліджень. Найпоширенішою точкою зору на походження пасивних континентальних окраїн є рифтогенез, який на початку мезозою призвів до розколу материків з наступним формуванням океанічного басейну Атлантики. За результатами проведених досліджень будова Гвінейського крайового плато узгоджується з тектонотипом такої окраїни.

В той же час в районі плато нарівні із субмеридіональними передконтинентальними прогинами в будові земної кори виділяються широко розвинені по всій площі досліджень і на всю глибину розрізу елементи субширотного простягання, по яких структурні границі зміщуються на значні відстані. Найбільш яскраво виражено зсув вздовж широти 9°20г пн. ш., по якому границя розподілу океан-континент зазнає стрибка на відстань близько 2,5°, фіксуючи Гвінейську зону розломів, яка, можливо, є продовженням зони розломів Віма. Крім цього зміщення, у межах плато на 10°20г пн. ш. за даними гравітаційного моделювання виділено ще один зсув з амплітудою близько 45'. Слід зазначити, що в межах Серединно-Атлантичного хребта є безіменний розлом з такими ж характеристиками. Сполучення субмеридіональних передматерикових прогинів із субширотною зсувною структурою дозволяє зробити висновок про те, що Гвінейське крайове плато являє собою континентальну окраїну складної будови (рис. 1, 2): західна його границя відноситься до класичного пасивного типу, а південна - до зсувного (трансформного).

В формуванні шельфу Гвінеї беруть участь відображені в лінійних елементах морфоструктури ортогональна та діагональна тектонічні системи, що підтверджується виділеними по схемах сейсмічних горизонтів порушеннями, які можна охарактеризувати як диз'юнктивні дислокації глибокого закладення.

Результати гравітаційного моделювання вказують, що в даному регіоні сформувалася специфічна, неоднорідна по латералі кора, представлена континентальним, перехідним і океанічним типами (рис. 1, 2).

Континентальна кора розвинена в межах суші та внутрішнього шельфу, океанічна - мористіше передконтинентальних субмеридіональних прогинів і північного краю субширотної Гвінейської зони розломів. Акваторія від внутрішнього шельфу до материкового схилу підстелюється корою, яка є результатом переробки первісної континентальної кори Африканського кратону.

В результаті досліджень встановлена північна границя блоку консолідованого фундаменту, відомого як виступ Касине. Підібрана густинна модель показала, що ця границя має діагональне північно-східне простягання та збігається з продовженням на акваторію розломної зони Бісау-Кідіра-Кайє. Час її виникнення можна зв'язати з початком етапу панафриканської магматичної активізації ("етапу Карру"), що охоплює перм, тріас, юру та відновлюється в пізній крейді.

При моделюванні не знайшло підтвердження припущення про поворот інтрузивної зони мису Верга на південь і далі на південний схід до магматичного комплексу Фритаун. На траверсі гирла річки Фатала південніше зони мису Верга в консолідованій корі виявлено тіло з підвищеною густиною, але воно має інший генезис, ніж зона Верга - на відміну від кварцових діабазів і кварцових діоритів цієї зони густиною 3,0 г/см3 магматичний плутон з густиною 3,1 г/см3 має, вочевидь, ультраосновний склад. Він знаходиться на стику субмеридіонального грабену та горстоподібної діагональної структури, яка простягається практично паралельно береговій лінії на захід від міста Конакрі.

В еволюції Гвінейського крайового плато чітко виділяються два етапи з істотно відмінними тектонічними умовами, що знайшло відображення в існуванні двох осадових комплексів, розділених горизонтом 4 (головним неузгодженням). Перший етап характеризується підвищеною активністю - нижче головного неузгодження в районі 14°40г з. д. простежується смуга порушень різного генезису (лінії виклинювання горизонтів, скиди, штоковидні тіла, грабени, області проникнення флюїдів). Східна частина площі, в межах неглибокого залягання кристалічного фундаменту, відзначається активно розвиненою розривною тектонікою, а також численними дрібними інтрузіями. Другий етап характеризується стабільністю - верхній осадовий комплекс утворює пологу моноклиналь. Часткові порушення суцільності горизонту 2 на сході площі, а також область флюїдізації по горизонту 2а на заході вказують на прояви пізньої активізації.

Безпосередньо в межах Гвінейського крайового плато при двовимірному моделюванні по профілю 16° з. д. було виділено соляний шток. Південніше плато тривимірним моделюванням виявлено соляний діапір під північним схилом підводного каньйону Конкуре. Над цим тілом у верхах розрізу фіксується локальне ізометричне опускання, характерне для соляних структур, що регресують.

Виходячи з будови осадового чохла і фундаменту плато, можна зробити висновок про механізм формування сучасної морфоструктури, що відрізняє цей регіон від інших ділянок континентальної окраїни Західної Африки. Субширотні хребти Гвінейської зони розломів, що утворилися при формуванні Атлантичного океану, правили за бар'єри, які перешкоджали зносу осадів на південний захід вбік улоговини Сьєрра-Леоне, спрямовуючи поширення відкладів у західному напрямку (рис. 3).

Це й привело до формування структури плато у вигляді трикутника, зверненого на південний захід. Підтвердженням цієї тези є характер змін у часі обмежень основних структурних поверхів неконсолідованої кори прибережної частини, а також обрисів сучасного рельєфу дна всього плато.

Перспективність Гвінейського крайового плато з погляду пошуків корисних копалин. Аналіз геолого-геофізичних даних про структурні особливості, тектоніку та магматизм шельфу Гвінеї дає можливість зробити деякі висновки щодо перспективності акваторії на корисні копалини, в першу чергу вуглеводні. Нафтові та газові родовища формуються переважно в зонах зчленування піднять і депресій як фундаменту, так і осадового чохла, що, як правило, приурочені до глибинних розривних порушень. Наявність таких зон у межах Гвінейського крайового плато підтверджено результатами сейсмічних досліджень і проведеного гравітаційного моделювання. На шельфі Гвінеї потенційні колектори по оцінках випробування свердловини GU2В1 містяться на більшій частині розкритого інтервалу - від еоцену до барему.

В результаті аналізу структурних схем одинадцяти відбиваючих горизонтів (розділ 3.1) та інтерпретації підсумків гравітаційного моделювання (розділ 4.2) з врахуванням відомих критеріїв первинної оцінки перспектив нафтогазоносності осадових басейнів автором виділено 9 типів можливих пасток ВВ різного генезису. Це, зокрема, шарнірні зони першого і другого типів, які представлені різкими перегинами фундаменту та осадових шарів відповідно; поховані ерозійні долини; акумулятивна седіментаційна пастка; локальні форми неструктурного типу (соляні куполи); штоки інтрузивних порід; горстово-блокові підняття; структурні пастки антиклінального типу; області флюїдізації.

Крім виділених можливих місць скупчення вуглеводнів, можна визначити зону, перспективну з погляду покладів алюмінієвої сировини - область залягання докрейдової кори вивітрювання, що складена, за даними моделювання, латерит-бокситовою асоціацією порід.

Похожие статьи




ГЛИБИННА БУДОВА ГВІНЕЙСЬКОГО КРАЙОВОГО ПЛАТО ЗА ГРАВІТАЦІЙНИМИ І СЕЙСМІЧНИМИ ДАНИМИ - Глибинна будова Гвінейського крайового плато на підставі даних сейсмометрії та гравіметрії

Предыдущая | Следующая