Глибинна будова гвінейського крайового плато на підставі даних сейсмометрії та гравіметрії

Размещено на http://www.allbest.ru/

Національна академія наук України

Інститут геофізики ім. С.І. Субботіна

УДК 550.831:551.241(261)

Автореферат

дисертації на здобуття наукового ступеня

кандидата геологічних наук

Спеціальність 04.00.22 - Геофізика

Глибинна будова гвінейського крайового плато на підставі даних сейсмометрії та гравіметрії

Козленко Марина Віталіївна

Київ - 2008

Дисертація є рукописом

Робота виконана в Інституті геофізики ім. С.І. Субботіна НАН України

Науковий керівник: доктор фізико-математичних наук, професор, академік НАН України Старостенко Віталій Іванович, директор Інституту геофізики ім. С.І. Субботіна НАН України. плато гвінея мантія карта

Офіційні опоненти: доктор геолого-мінералогічних наук, член-кореспондент НАН України Митропольський Олексій Юрійович, зам. директора Інституту геологічних наук НАН України доктор геологічних наук Коболєв Володимир Павлович, зав. відділом сейсмометрії і фізичних властивостей речовини Землі Інституту геофізики ім. С.І. Субботіна НАН України

Захист відбудеться «7» лютого 2008 р. о 10.00 год. на засіданні спеціалізованої вченої ради Д 26.200.01 в Інституті геофізики ім. С.І. Субботіна НАН України: 03680, м. Київ - 142, пр. Палладіна, 32.

З дисертацією можна ознайомитися в бібліотеці Інституту геофізики ім. С.І. Субботіна НАН України

Автореферат розісланий «3» січня 2008 р.

Вчений секретар Спеціалізованої вченої ради доктор геологічних наук М.І. Орлюк

Характеристика роботи

Актуальність теми. Структури дна пасивних окраїн привертають увагу щодо можливого знаходження значних запасів вуглеводнів, приурочених до потужних осадових призм. Зараз усе більше фахівців вважає, що на формування покладів нафти та газу впливає не тільки седиментогенез, але й процеси, пов'язані з глибинними джерелами в консолідованій корі і верхній мантії. Одним з основних методів вивчення глибинної будови Землі є інтерпретація гравітаційного поля методом густинного моделювання. Підбір спостережених значень поля сили тяжіння дозволяє одержати інформацію щодо просторового розподілу гостинних неоднорідностей у земній товщі й виявити взаємозв'язки поверхневих і глибинних структур, що дає можливість прогнозувати ділянки, перспективні з погляду пошуків вуглеводнів.

Зв'язок роботи з науковими програмами, планами, темами. Вивчення глибинної будови кори та верхньої мантії за допомогою метода густинного моделювання виконувалося в рамках наступних наукових тем:

- «Побудова та інтерпретація об'ємної густинної моделі літосфери Донбасу та прилеглих структур на підставі геолого-геофізичних даних» (2001-2005 р.р. № держ. реєстрації 0101U000444. Виконавець). Автором проводилися розрахунки площинних моделей літосфери південної окраїни Східноєвропейського кратону для уточнення глибинної будови структур, що пов'язані з рифтогенезом.

- «Комплексне геолого-геофізичне вивчення глибинної будови південно-західної окраїни Східноєвропейської платформи з метою розширення мінерально-сировинної бази України» (2006-2007 р.р. № держ. реєстрації 0106U000911. Виконавець). Автор займалася моделюванням та інтерпретацією отриманих даних південно-західної частини Чорного моря з виділенням ділянок акваторії, перспективних на пошуки розсипних корисних копалин.

Мета досліджень: вивчення об'ємного розподілу густинних неоднорідностей кори й верхньої мантії Гвінейського крайового плато та прилягаючих районів, що відображено в гравітаційному полі. Виявлення на цій основі закономірностей будови й розвитку цього регіону і визначення ділянок, перспективних з погляду пошуків вуглеводнів.

Об'єктом досліджень було обрано Гвінейське крайове плато через недостатню вивченість його будови при наявності великої кількості первинних матеріалів. Ця підводна структура, розташована між 9° та 11° пн.ш. біля узбережжя Західної Африки, виділяється своєю унікальністю на тлі інших сегментів континентальних окраїн Світового океану - тільки в її межах зовнішній шельф зміщується убік океану більш ніж на 450 км від узбережжя, утворюючи майже правильний трикутний виступ. Наявні дані, насамперед сейсморозвідки МВХ, свідчать про значну структурно-тектонічну неоднорідність осадової товщі плато.

Предметом досліджень є глибинна будова Гвінейського крайового плато та прилеглих до нього структур, яка досі не була повністю виявлена. Отримані раніше відомості не дали вичерпної відповіді на питання про максимальну глибину залягання кристалічного фундаменту, потужностей та складу як осадової товщі, так і консолідованої кори. Дискусійним залишалися питання про положення границі між континентальними й океанічними структурами, а також про особливості еволюції і тектоніки цього регіону.

Задачі досліджень:

1. побудова (на основі інтерпретації даних МВХ) і аналіз структурних карт з метою визначення не тільки гіпсометрії осадових горизонтів, але й тектоніки (порушення відкладів чохла розломами, прояви діапирізму різної природи тощо);

2. побудова густинних розрізів (двовимірне гравітаційне моделювання) для одержання опорних параметрів - глибин залягання і величин густини основних шарів земної кори - як перший етап визначення особливостей глибинної будови;

3. побудова об'ємних моделей Гвінейського крайового плато (тривимірне гравітаційне моделювання) для виявлення просторового розподілу густинних неоднорідностей;

4. тектоно-геологічний аналіз і інтерпретація результатів проведених досліджень.

Основними методами досліджень є дво- та тривимірне гравітаційні моделювання.

Наукова новизна одержаних результатів. Вперше побудовано тривимірні гравітаційні моделі земної кори і верхньої мантії Гвінейського крайового плато й суміжних районів у масштабах 1:3000000 і 1:1000000. На основі інтерпретації першої з них істотно уточнені уявлення про будову та еволюцію цієї геоструктури, зокрема, виявлено, що її походження тісно пов'язано з рифтогенезом Атлантичного океану; другої - з'ясована природа гравітаційного максимуму в зоні мису Верга. Показано, що джерелом аномалії є об'єкти, які відносяться до трьох різних тектонічних зон.

Вперше встановлено положення границі океан-континент у цьому районі.

Вперше побудовано схему поверхні кристалічного фундаменту для всього плато. Раніше така схема охоплювала тільки два райони - прибережний і у межах Гвінейської зони розломів.

Вперше отримано уявлення про детальну тектонічну будову Гвінейської зони розломів та її зв'язок з трансформними розломами Серединно-Атлантичного хребта. Обґрунтовано провідну роль цієї зони у формуванні геоморфологічної структури Гвінейського крайового плато та запропоновано механізм цього процесу.

Практичне значення одержаних результатів. Розроблено методику двовимірного гравітаційного моделювання континентальних окраїн зсувного типу.

Отримано емпіричну залежність густини мезокайнозойського осадового комплексу від його потужності, що дозволяє оцінити густину цієї товщі в межах усього плато без проведення бурових робіт.

В межах шельфу та Гвінейського крайового плато визначено ділянки, які відносяться до різних структурних типів, перспективних з погляду пошуків вуглеводнів.

В прибережній зоні виділена смуга розвитку древньої кори вивітрювання, яка представлена, за результатами моделювання, латеритами - можливим джерелом алюмінієвої сировини.

Особистий внесок автора. Здобувачеві належать постановка конкретних завдань у процесі підготовки дисертації та вибір шляхів її рішення [1, 2]. Автором завершена побудова структурних карт по всіх сейсмічних відбиваючих горизонтах [4], почата співробітниками НДЦ Рогбане (Республіка Гвінея). У співавторстві зі співробітниками відділу глибинних процесів Землі і гравіметрії Інституту геофізики ім. С.І.Субботіна НАН України проведено аналіз розподілу густини в осадових шарах крейдового та кайнозойського віку [3]. Автором повністю самостійно виконані параметризація і розрахунки густинних моделей. Всі результати, які містять новизну, отримані безпосередньо здобувачем.

Апробація результатів дисертації. Аспекти тектонізму та сейсмічності регіону доповідалися на конференції, присвяченої 60-річчю заснування НАН Республіки Вірменія (м. Гюмрі, 2004).

Публікації. За темою дисертації опубліковано 5 робіт: 3 особисті статті та 1 стаття і 1 тези конференції в співавторстві.

Структура і об'єм роботи. Дисертація складається із вступу, 4 розділів і висновків. Містить 135 сторінок тексту, 99 рисунків, 4 таблиці і список використаної літератури з 139 найменувань.

Автор висловлює подяку В.І. Старостенку за наукове керівництво, О.В. Легостаєвій та І.Б. Макаренко за допомогу при освоєнні програми розрахунків, О.М. Русакову за наукові консультації та В.Г. Козленку за допомогу в підготовці роботи.

Зміст роботи

У «ВСТУПІ» викладено актуальність досліджень земної кори пасивних континентальних окраїн, наведені постановка задач та методи їх вирішення, сформульовано основні наукові та практичні досягнення і надані відомості про апробацію результатів досліджень.

Геолого-геофізична характеристика гвінейського крайового плато.

Історія вивченості. Перші регулярні сейсморозвідувальні та аеромагнітні дослідження Гвінеї проводилися наприкінці 60-х років XX століття. У період 1980-86 р.р. геофізичні фірми США, Канади і Норвегії здійснили зйомку за методикою МВХ СГТ по регулярній мережі профілів загальною довжиною 15 тис. км, прив'язка яких до свердловин глибоководного буріння дала можливість виділити в розрізі сейсмофації та стратифікувати опорні горизонти. Одночасно велися виміри гравітаційних і магнітних полів, теплового потоку акваторії, а також вивчення фізичних властивостей донних відкладів. Узагальнення отриманих даних привело до побудови карт аномалій Буге та ?Ta масштабу 1:500000.

З 1977 по 1988 рік співробітниками Інституту геофізики АН УРСР була проведена площинна зйомка гвінейської акваторії, за даними якої складена карта поля сили тяжіння у вільному повітрі Гвінейського шельфу в масштабі 1:500000. В 1990 році була виконана перша комплексна інтерпретація геолого-геофізичних даних, яка дозволила виявити загальні риси глибинної будови шельфу і частини Гвінейського плато.

Судячи з інформації в реферативних журналах «Геология» і «Геофізика», з 1994 роботи науково-дослідного характеру на Гвінейському плато ніким не проводилися.

Рельєф дна й приповерхня будова плато. Найбільш істотною особливістю шельфу Гвінеї є зміна простягання материкового схилу на 9° пн.ш. із субмеридіонального на субширотне (що не є характерним для материкових окраїн) з утворенням великого трикутного виступу - Гвінейського крайового плато. В його межах ізобати 500 і 2000 м розташовані на 50 - 100 км мористіше, ніж у середньому по всьому західному узбережжю Африки. Найбільша ширина плато становить 450 км при ширині шельфу 200 км. Край шельфу розташовано на глибині від 110 до 120 м і обмежено більше крутим, ніж в інших районах, схилом. У межах материкової окраїни виділяється ряд крупних каньйонів, що перетинають шельф і продовжуються в область материкового схилу.

Геологічна характеристика регіону. Повністю достовірні відомості про осади Гвінейського плато отримані завдяки свердловині GU2В1 глибиною 3336 м. Найбільш древні розкриті породи баремського віку представлено континентальними фаціями з вулканічними брекчіями загальною потужністю 0,45 км. Вище залягають апт-альбські базальти, вулканобрекчії з прошарками теригенів (0,67 км), які перекриваються піщаниками, аргілітами і глинистими сланцями сеноман-маастрихту загальною потужністю більше 1,6 км. На їхній розмитій поверхні залягають кайнозойські осади, переважно карбонатні, зі збільшенням у верхах розрізу глинистих фацій. Границя між плейстоценом і голоценом характеризує великомасштабну зміну умов осадонакопичення 10-11 тис. років тому.

Відомості про структуру осадової товщі базуються на даних МВХ СГТ. Сейсморозвідкою була встановлена шарувата структура чохла, який розділений рядом відбиваючих горизонтів, з яких один (головне неузгодження) стійко простежується в межах усього плато, в зв'язку з чим його віднесено до опорного. Імовірно, що він маркірує підошву нижньої крейди. Вище нього розріз досить чітко стратифікований, у ньому виділяється три відбиваючі горизонти, які в прив'язці до свердловини GU2В1 індексуються як N2/N1, Р/К2 і К2/К1. Під опорним горизонтом відбиття виходять з кутовим неузгодженням. Нижче горизонту 6 запис стає хаотичним, що дає підставу вважати цю поверхню покрівлею кристалічного фундаменту. Відмітки часів порядку 8 с і більше дозволяють припустити, що в межах плато осадові породи поширюються на глибину понад 12 км.

Суцільність осадового чохла Гвінейського плато сильно порушена розломною тектонікою, з якою сполучено проникнення штоків і дайок базитів і ультрабазитів, а також солі. На прояв у межах плато всього спектру магматизму - від ультраосновних до лужних порід - вказує масив фельдшпатоїдних сієнітів архіпелагу Лос на південний захід від м. Конакрі.

Тектоніка та сейсмічна активність регіону. Першопричиною утворення перехідної зони від Західної Африки до Атлантики є рифтогенез з розділенням консолідованої кори на грабени і горсти, виливами базальтів, вкоріненням діабазових дайок і заповненням западин осадами в кілька етапів.

Гвінейське плато виділяється чітко вираженою ортогональністю основних тектонічних ліній. Субширотною складовою цієї тектонічної системи є південне обмеження плато - зона розломів 9°, або Гвінейська, яка була виділена Д. Краузе в 1964 році. Вона має досить складну будову та виявляє ідентичність з трансформними розломами тропічної Атлантики, зокрема, з зонами розломів Вернадського та Віма. На Африканський континент Гвінейська зона розломів не виходить.

Серія розломів Калум - Фатала - Верга напрямку ПдЗ-ПнС являє собою частину діагональної системи порушень, іншою складовою якої є розломи Пн -ПдС орієнтування, також древнього закладення і також з пізнішими відновленнями. Вони виділяються як у прибережній материковій частині, так і на шельфі.

Взаємодія ортогональної та діагональної систем порушень, які неодноразово обновлялися протягом еволюції, обумовила надзвичайну складність розломної тектоніки Гвінейського плато, що знайшло відображення в його приповерхній будові.

Аналіз даних сейсморозвідки дозволив зробити висновок, що остаточно структура Гвінейської материкової окраїни зформувалася в недавньому минулому і пов'язана з верхнепліоценово-голоценовими рухами, про що свідчить молодий вік терасових відкладів і 100 - 110-метрова відмітка середніх глибин зовнішньої зони шельфу, яка відповідає рівню моря епохи останнього заледеніння.

Тектонічна активність на узбережжі Гвінеї триває по теперішній час. З початку ХХ століття ця область вісім разів підпадала під дію землетрусів силою від III до VII балів. Проведений дисертантом аналіз параметрів землетрусу 22.12.1983 з епіцентром біля м. Кумбія підтверджує складність тектонічної ситуації в регіоні. Не виключено, що сейсмічність південного заходу Гвінеї значною мірою обумовлена тектонікою східної частини шельфу. Найбільших структурних змін зазнав район на південний схід від зони розломів Верга з концентрацією розривних порушень у зонах Фатала та Калум. Саме в цьому районі й зафіксовано більшість землетрусів.

Гравітаційне поле Гвінейського крайового плато. Спостережене поле сили тяжіння (?gс) Гвінейського плато в редукції у вільному повітрі характеризується значною диференційованістю. Найбільш чітко в поле ?gс відображається протяжна система максимумів і мінімумів, яка зіставляється з континентальним схилом. Уздовж 9° пн.ш. між 17° і 15° з.д. зона великих градієнтів в цілому витримує широтне простягання. На захід і на схід від цих меридіанів вона різко, майже під прямим кутом міняє напрямок на північний і південний відповідно.

В західній частині акваторії виділяється область підвищених значень Дgс, яка має форму прямокутника північно-західного простягання, що лежить між 15є30ґ і 16є30ґ з.д. Це «гравітаційне плато» шириною 75 км характеризується дуже витриманими відмітками поля 50 ± 5 мГал. З південного заходу до «плато» примикає зона мінімумів з відмітками Дgс близько 20 мГал, яка утворює яскраво виражений щабель. На півночі «плато» межує з зоною, в якій значення Дgс зменшуються до нуля. Для центральної частини акваторії притаманні спокійні субізометричні аномалії інтенсивністю до 70 мГал при загальному рівні поля 40 ч 50 м.Гал.

В східній половині площі виділяється вузька лінійна аномальна зона з максимальною для всієї площі амплітудою - понад 100 мГал. На півночі вона стикується з лінійним максимумом мису Верга. На південний схід від неї знаходиться аномалія з відмітками 85 мГал, пов'язана, імовірно, з частиною інтрузивного комплексу Фритаун, який розташований за межами досліджуваної площі.

Аномалії гравітаційного поля в межах внутрішнього шельфу загалом успадковують простягання берегової лінії. Виключення становлять ділянки, які лежать на продовженні великих розломних зон північно-східного простягання (зони Верга, Фатала, Калум), обумовлених мезозойською активізацією древніх структур. Ці аномалії простежуються на значній відстані як на шельфі, так і всередину континенту. Загальна диференційованість аномалій поля сили тяжіння шельфу Гвінеї підкреслює блокову структуру кори регіону.

З віддаленням від Гвінейського плато вбік океану спостерігається поступове зменшення амплітуди аномалій, пов'язане зі збільшенням глибини дна.

Геомагнітне поле Гвінейського крайового плато. Три високоамплітудні магнітні максимуми над зовнішнім шельфом поблизу м. Конакрі, імовірно, представляють морське продовження поясу неглибоких базитових інтрузій басейну Бове. Для континентального схилу характерні витягнуті аномалії невеликої амплітуди. Інтенсивність магнітних аномалій в межах шельфу не перевищує 100-150 нТл із переважною амплітудою ± 50 нТл. Найбільш виразні аномалії магнітного поля спостерігаються в центральній частині шельфу, де величина мінімуму досягає -150 нТл при інтенсивності сполучених максимумів 150 нТл. Ця смуга згущення ізоліній пов'язана, вочевидь, з розломною зоною, що входить у систему великих тектонічних порушень, закладених на початку мезозою або в кінці палеозою при розпаді Гондвани. Можливо, дана аномалія є наслідком більш пізньої активізації закладених раніше субширотних ослаблених зон.

Домінуючим елементом східної частини площі є складно побудована лінійна зона згущення ізодинам ?Та загального північно-східного простягання, в якій відмітки поля перевищують -1000 нТл. Екстремум цього локального мінімуму тяжіє до архіпелагу Лос - інтрузії нефелінових сієнітів, для яких установлено підвищений вміст феромагнітних мінералів.

Деякі позитивні аномалії підводної окраїни, що не мають однозначної прив'язки до рельєфу дна, можуть відбивати наявність границі континентальної кори і океанічного фундаменту.

В цілому, в межах досліджуваного регіону розвинено області спокійного магнітного поля, характерні для океанічної окраїни. Мозаїчні аномалії невеликої інтенсивності можуть вказувати на наявність під плато кори не океанічного, а перехідного або навіть континентального типу.

Найбільш інтенсивні позитивні аномалії відзначаються для древніх великих зон розломів, що відбивають багатоетапний процес збагачення феромагнітними мінералами порід фундаменту та осадів в процесі еволюції структур. Джерела локальних магнітних аномалій (10 - 50 нТл) приурочені до окремих розломів і розташовані на глибині 2 - 4 км (Русаков та ін., 1989).

Хвильове поле осадового чохла. З 1980 по 1986 на шельфі Гвінеї компаніями США, Канади та Норвегії були проведені детальні сейсмічні спостереження за методикою багаторазових перекриттів. Узагальнення та інтерпретація цих зйомок виконана фірмою Petroconsultants s.a. (Geneve) в 1987 році. Розрізи, отримані різними компаніями, добре співставляються між собою, що свідчить про стійке визначення особливостей хвильової картини. Спостереженнями МВХ СГТ охарактеризовано весь Гвінейський шельф і частина плато до 17° з.д.

По виразності хвильової картини район досліджень ділиться на дві половини, західну та східну. В західній частині розрізи осадової товщі чітко стратифіковані на всю глибину, і кореляція окремих горизонтів по простяганню, в основному, висока. В східній половині розвинено зони погіршення та повної втрати кореляції, що утруднює простежування відбиваючих горизонтів та їхню ідентифікацію. Внаслідок цього всі горизонти відносяться до категорії умовних, за винятком четвертого. Цей горизонт виділяється за структурними та динамічними ознаками і простежується на більшій частині площі дуже стабільно, завдяки чому його можна віднести до опорного.

Нижче горизонту 4 (головного неузгодження) характер запису істотно змінюється: кути падіння збільшуються, з'являються нові горизонти, у тому числі такі, що просліджуються на невеликій відстані; безперервне простежування вісей синфазності на ділянках крутого залягання ускладнено; ідентифікації відбиттів заважають численні зони втрати кореляції. Проте, фірма Petroconsultants s.a. картує під головним неузгодженням ще чотири відбиваючі горизонти (4', 4а, 4в і 5), які віднесено приблизно до основи тріасу, верхів девону, середини ордовику та основи ордовику. Під горизонтом 6 запис стає хаотичним, на підставі чого ця границя інтерпретується як поверхня кристалічного фундаменту.

Дані про швидкості поширення хвиль в осадовому чохлі VСГТ є на більшості часових розрізів, на частині з них визначено інтервальні (пластові) швидкості з прив'язкою їх по глибині, що дозволило скласти графіки Vint = f (Н). Розраховані колонки Vint використовувалися для обчислення глибин залягання та побудови карт ізогіпс основних відбиваючих горизонтів осадового чохла шельфу Гвінеї.

Фізичні властивості гірських порід. Даних безпосередніх вимірів фізичних властивостей гірських порід на материковій окраїні Гвінеї дуже мало, тому при побудові моделей доводиться вдаватися до відомостей по інших, краще вивчених окраїнах Атлантики, а також використовувати узагальнені залежності між різними фізичними параметрами.

Осадові породи палеозою мають ряд особливостей: 1) всі ці утворення практично немагнітні; 2) відзначається певна тенденція до збільшення густини з віком; 3) генезис більшості відкладів алювіально-дельтовий або прибережно-морський; 4) варіації фізичних властивостей відкладів пов'язані, імовірно, не тільки з умовами вивітрювання, але й з відмінністю в складі материнських порід.

Мезозойські магматити різного ступеня основності мають різну густину і магнітну сприйнятливість. По швидкості поширення поздовжніх хвиль вони практично не розрізняються, за винятком нефелінових сієнітів островів Лос.

Оскільки є підстави думати, що будова фундаменту прибережної частини материкової Гвінеї та шельфу істотно не розрізняється, для кристалічної основи має сенс використовувати фізичні характеристики порід, що складають гвінейське узбережжя.

Середні значення фізичних властивостей гірських порід Західної Гвінеї, а також співвідношення густини та швидкості проходження відбитих хвиль в осадах Гвінейського плато наведено в таблицях.

Методика та технологія моделювання.

Методика моделювання. При вивченні глибинної будови Землі одним з провідних методів є гравітаційне моделювання. Під ним розуміється побудова моделі земної кори і верхньої мантії з підбором густин, розрахунковий ефект якої дає максимальний збіг зі спостереженим полем сили тяжіння в межах погрішності. Моделювання може проводитися у двовимірному (профільному) і тривимірному (об'ємному, або площинному) варіантах. Останній більш трудомісткий, але й більш ефективний з погляду підвищення вірогідності результатів інтерпретації.

Майже вся наявна геолого-геофізична інформація в акваторіях охоплює верхню частину розрізу - переважно осадовий чохол, у меншій мірі кору та лише частково мантію. Тому для побудови моделі літосфери доводиться керуватися загальногеологічними концепціями, отриманими за допомогою синтезу непрямих даних. Зокрема, можна використовувати закономірність, яка полягає в тому, що в океанах підошва літосфери (покрівля астеносфери), поверхня мантії та поверхня консолідованої кори залягають згідно, на відміну від континентальних ділянок, де покрівля астеносфери повторює поверхню мантії та незгодна поверхні консолідованої кори. Для структур, генетично пов'язаних з трансформними розломами, численними сейсмічними дослідженнями встановлено співвідношення, подібне до континентальних областей: зниженим ділянкам рельєфу відповідає підйом покрівлі мантії, а піднятим - її прогин. Така ж закономірність намічується і на підводних височинах, під якими потужність кори збільшена в порівнянні з океанічними улоговинами.

Щоб кількісно оцінити вплив глибинних неоднорідностей різнотипних структур, а також узгодити між собою моделі різних регіонів земної кулі, необхідно використовувати прийом нормування розподілу густини з прив'язкою розрахункових гравітаційних ефектів до єдиного рівня, або «норми». Такий підхід дозволяє забезпечити розрахунок модельних аномалій без вичленовування зі спостереженого поля регіонального фону, що значно спрощує моделювання та підвищує вірогідність інтерпретації.

Принцип побудови моделі. При густинному моделюванні з абсолютною прив'язкою відносно опорної, або нормальної, колонки гравітаційний ефект розраховується не від усього розрізу, а тільки від тих інтервалів, в межах яких густина розрізу, що моделюється, відрізняється від її нормального розподілу. Побудова моделі починається з визначення глибини розмежування шарів та значень їхньої абсолютної густини. Другим кроком є побудова розрізу зі сукупності відносних густин по інтервалах глибин.

У такому поданні моделі є деякий недолік - доводиться задавати більшу кількість тіл, оскільки шар, що характеризується деякою абсолютною густиною, на різних глибинах може утворювати кілька ділянок з різними значеннями відносної густини відповідно до параметрів нормальної колонки. Тому краще задавати в тих самих межах по латералі та глибині основну модель з густинами в абсолютних значеннях і модель приведення з величинами, взятими зі зворотним знаком. Тоді сума ефектів опорної й розрахункової моделей дадуть шукану модельну аномалію.

Особливості моделювання перехідної зони океан-континент. Немаловажне значення при моделюванні відіграє визначення положення границі переходу океан-континент. У даній роботі такою границею була визнана вісь передматерикового прогину, який представляє собою найбільш занурений блок консолідованої кори з відповідно найбільшою потужністю осадового чохла.

При моделюванні перехідних зон океан-континент труднощі також виникають при виборі колонки приведення, тому що своїми бортами такі зони виходять на контрастні структури, континентальну та океанічну, для кожної з яких існує свій нормальний розподіл густини. Якщо зістикувати прив'язані до обох опорних колонок моделі механічно, то в граничній зоні в гравітаційному полі виникає аномалія крайового ефекту (Гельмерта), що має характерну форму - сполучення максимуму і мінімуму. Для рішення цієї проблеми здобувачем було розраховано гравітаційний профіль, що перетинає все плато уздовж 16° з.д. і захоплює частину улоговини Сьєрра-Леоне. Виходячи з отриманих результатів, доведено, що при моделюванні континентальних окраїн зсувного типу можна використовувати як опорну колонку океанічної улоговини до глибини 180 км, так і колонку приведення кратону на ту ж глибину, оскільки розрахунковий рівень буде однаковим в обох випадках. Вибір колонки залежить від того, яка зі структур, океанічна або континентальна, займає більшу частину розрізу, що моделюється.

Технологія тривимірного гравітаційного моделювання. Відомо, що поле сили тяжіння, виміряне в будь-якій точці, формується за рахунок впливу не тільки мас, що перебувають під нею, але й неоднорідностей, розташованих на деякому, іноді досить значному віддаленні. Для врахування бічного впливу в межах досліджуваної акваторії до моделі було прибудовано додаткові блоки - закраїни, щоб задана модель перевищувала площу, над якою обчислювався гравітаційний ефект. За допомогою двовимірного моделювання було розраховано, що при обчисленні моделі до глибини 100 км досить задати закраїни шириною близько 200 км для кори та 500 км для верхньої мантії.

Тривимірне густинне моделювання здійснювалося за допомогою автоматизованого комплексу Старостенко-Легостаєвої. Його перевагою є простота у використанні та прийнятна швидкість розрахунку площинних гравітаційних ефектів.

Модель масштабу 1:3000000 має розміри 580Ч300 км і розташована в межах координат 8°00ґ - 10°51ґ пн.ш. й 18°20ґ - 13°18ґ з.д. карти, що вводилися в комп'ютер, оцифровувалися по сітці 10Ч10 км. З тим же кроком з точністю 0,1 мГал розраховувалася модель. Залишкове поле сили тяжіння підбиралося до ± 20 мГал.

Для більш детального дослідження з метою прогнозування покладів вуглеводнів задавалася модель масштабу 1:1000000, що захопила лише мілководну частину акваторії. Модель розташована в межах координат 8°45ґ - 10°25ґ пн.ш. й 16°10ґ - 14°00ґ з.д. і має розміри 240Ч190 км. Карти оцифровувалися з кроком 2,5 км. Розрахунки проводилися по сітці 5Ч5 км з точністю 0,1 мГал. Залишкове поле сили тяжіння підбиралося до ± 10 мГал, що порівняно з точністю побудови спостереженого поля.

Параметризація моделі.

Структура осадового чохла Гвінейського крайового плато за даними сейсморозвідки методом відбитих хвиль. З використанням швидкісних розрізів по 28 профілям з врахуванням даних сейсмокаротажу свердловини GU2B1 здобувачем було побудовано структурні схеми по одинадцятьох відбиваючих горизонтах.

Горизонт 1 в межах шельфу залягає практично горизонтально. В районі ізобати 200 м ізохрони згущуються, фіксуючи флексуру (перегин горизонту). За флексурою виникає обрив горизонту, який на захід від 16° з.д. стає паралельним Гвінейській зоні розломів. Близько 9° пн.ш. ізохрони згідно з брівкою шельфу різко повертають на південь. Ця зміна напрямку існує у всіх горизонтах.

Горизонт 2 в межах шельфу утворює пологу моноклиналь, яка на схід від 16° з.д. обривається вбік океану в тому ж місці, що і горизонт 1. На заході площі ізохрони, зберігаючи в цілому моноклинальне залягання, поступово змінюють своє простягання з діагонального на субширотне. Горизонт 2а на південному сході площі не простежується, а на іншій частині шельфу утворює моноклиналь, що падає вбік океану більш круто, ніж горизонт 2. Горизонт 2в простежується на обмеженій ділянці в західній частині досліджуваної акваторії у вигляді пологої моноклиналі.

Горизонт 3 розповсюджений майже на всій площі, за винятком прибережної зони. У південно-східному куті площі чітко проявляється прогин, що позначився ще по горизонту 2 і простежується у всіх горизонтах, що лежать нижче.

Горизонт 4 - головне неузгодження - характеризується загальним плавним зануренням у південно-західному напрямку при деякому збільшенні кутів нахилу в східній частині. Чіткіше, ніж у горизонтах, що лежать вище, проявляється розломна тектоніка. На захід від 16° з.д. ізохрони різко змінюють свій напрямок з субширотного на діагональне. Горизонт 4' простежується на невеликій ділянці в західній частині площі досліджень в межах верхньої, відносно пологої ділянки материкового схилу. Горизонт 4а характеризується більш складною будовою в порівнянні з шарами, що лежать вище. У південно-східній частині площі домінує складна система скидів. Горизонт 4в слідкується тільки в північній частині площі на захід від 14°30ґ з.д.

Горизонт 5 розповсюджений в основному в межах шельфу. В цілому його будова аналогічна такій по горизонтах 4а та 4в, але сильніше ускладнена тектонічними порушеннями різної природи. Області втрати кореляції, імовірно пов'язані з флюїдізацією, набагато обширніші, ніж вище по розрізу. Осади перфоруються великою кількістю штоків.

Горизонт 6 простежується на обмежених ділянках. У східній частині внутрішнього шельфу ізохрони йдуть паралельно берегу. На півночі горизонт проявляється як моноклиналь, що досить круто падає на південний захід. У південній частині площі горизонт слідкується в основному в межах материкового підніжжя.

Побудовані карти відбиваючих горизонтів лягли в основу гравітаційного моделювання, а також були використані при прогнозуванні можливих пасток вуглеводнів.

Параметризація мезокайнозойских відкладів. У межах Гвінейського крайового плато осадова товща за даними сейсморозвідки складається з десяти шарів з різними характеристиками. Вони розподіляються по площі нерівномірно, перериваючись розломами та місцями виклинюючись, що створює труднощі при тривимірному гравітаційному моделюванні - ускладнюється побудова моделі та збільшується час розрахунку.

Тому для верхньої осадової товщі за результатами узагальнення густинних колонок в місцях перетину сейсмічних профілів здобувачем були розраховані середні густини з урахуванням потужності й густини кожного із шарів і побудовано графік залежності с = f(m) для всього плато. Отримані результати дозволяють зробити висновок, що при гравітаційному моделюванні товщу осадів віку Q - K, яка лежить вище горизонту 4 (головного неузгодження) і складається з 3 - 6 шарів, цілком можливо заміняти одним шаром з середньою густиною, значення якої варіюють залежно від його потужності. При цьому для збільшення точності підбору вважається доцільним значення густини задавати в форматі трьох знаків після коми.

Параметризація шару ущільнених осадів. Вік осадів і швидкості проходження в них відбитих хвиль нижче горизонту 4 мають неоднозначне тлумачення. До того ж тільки горизонт 4а слідкується на більшій частині площі, інші простежуються на окремих ділянках. В зв'язку з цим доцільно об'єднати ущільнені відклади в один шар. Оскільки горизонт 6, який вважається покрівлею кристалічного фундаменту, має обмежене поширення, тому неможливо скласти обґрунтовану карту підошви осадового чохла. На підставі побудованих здобувачем структурних схем відбиваючих горизонтів нижче головного неузгодження в місцях їх простеження була складена загальна схема умовної поверхні фундаменту. Потужність і густина нижнього осадового шару уточнювалися за допомогою багатоваріантного аналізу.

В результаті підбору тривимірної моделі осадової товщі виявилося, що побудовану за сейсмічними даними схему можна прийняти за поверхню консолідованої кори, а густину нижнього осадового поверху вважати рівною 2,63 г/см3.

Параметризація консолідованої кори і верхньої мантії на основі двовимірного моделювання. Оскільки сейсмічні та сейсмологічні дані про будову консолідованої кори і верхньої мантії Гвінейського крайового плато відсутні, для уточнення положення покрівлі кристалічного фундаменту та визначення поверхні мантії, а також значень густин, було проведено гравітаційне моделювання по чотирьох профілях, які перетинають усі найбільш представницькі аномалії гравітаційного поля в центральній і західній частинах плато.

На підставі підібраних моделей було виявлено деталі просторового розподілу структур кори та верхньої мантії. Намічено як субмеридіональні, так і субширотні підняття і прогини. Субширотні виступи фундаменту південніше 10° пн.ш. були обмеженням для осадів, що зносяться з берега, причому розповсюдження відкладів відбувалося з північного сходу в південно-західному напрямку.

Глибина залягання поверхні мантії північніше 10° пн.ш. на всіх профілях становить близько 30 км, послідовно збільшуючись з заходу на схід убік берега. У північній частині прибережної зони простежується складна структура, що утворюється перепадами покрівлі мантії завширшки 20 - 30 км амплітудою до 10 км. Це означає, що земна кора в цьому районі або має «клавішну» структуру, або інтрудована тілами підвищеної густини.

Густина мантії за результатами моделювання виявилася менше від норми. При стандартних значеннях 3,35 і 3,36 г/см3 для континентальної та океанічної структур відповідно, максимальні модельні густини становлять 3,34 г/см3 під південним крилом Гвінейської зони розломів; мінімальні (3,30 г/см3) - під її північним крилом. Значення густини в північно-східній (континентальній) частині плато виявилося рівною 3,31 г/см3; у південно-західній (океанічній) - 3,33 г/см3.

Отримані результати дозволили оцінити глибини залягання та значення густини консолідованої кори і верхньої мантії, що дало можливість побудувати тривимірну модель літосфери.

Глибинна будова гвінейського крайового плато за гравітаційними і сейсмічними даними.

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 зиґзаґоподібний 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°20ґ 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°20ґ 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°40ґ 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.