Разломы Ангольской котловины

Краткий очерк тектоники Ангольской котловины и прилегающих частей Атлантического океана

Северным ограничением Ангольской котловины служит цепь вулканических поднятий северо-восточного простирания, известная в литературе как Камерунская линия. Она состоит (рис. 1) из подводных гор, вулканических островов о. Св. Елены, Аннобон, Бийого (Macias Nguema Biyogo), Принсипи, Сан-Томе и наземных построек, которые протягиваются от побережья океана до плато Адамана в пределах западного Камеруна. Севернее, в Гвинейском заливе, развиты многочисленные подводные горы - т.н. горы Гвинейского залива.

Остров Аннобон представляет собой эродированную поверхность стратовулкана с высотой над дном океана порядка 5000 м, который был заложен на океанической коре [Cornen and Maury, 1980; Liotard et al., 1982; Piper and Richardson, 1972]. Его видимое основание слагается палагонитовыми брекчиями, которые содержат фенокристы и мегакристы клинопироксена и оливина. Они прорваны субвертикальными дайками анкарамитовых базанитов. С эрозионным несогласием нижний комплекс перекрывется потоками базанитовых потоков, нижний из которых имеет возраст 18.4  млн. лет. В свою очередь, они также прорваны дайками с возрастом 5.35 млн. лет. На последних стадиях происходило формирование тристанитовых и трахитовых куполов, наиболее крупный из которых - Пику де Фуегу (Pico de Fuego).

Основание острова Принсипи [Dunlop and Fitton, 1989; Piper and Richardson, 1972] слагается палагонитовыми брекчиями сформированными в подводных условиях 30.6 2.1 млн. лет назад, содержащими блоки свежих толеитовых базальтов. Наиболее древние субаэральные образования (Серия древних лав) представлены потоками базальтов и гавайитов, прорванных многочисленными дайками сходного состава. На севере острова они перекрыты лавами нефелинитов и базанитов (Серия молодых лав). Все образования прорваны куполами фонолитов и тристанитов - трахифонолитов с которыми связаны потоки лав соответствующего состава в центре и на юге острова (Пику де Принсипи - Pico de Principi).

Остров Бийого [Piper and Richardson, 1972] представляет собой три современных вулканических постройки - Санта Изобель (Pico de S. Isobel), Биао (Pico Biao) и Сан Карлос (San Carlos). Первая имеет простирание СВ 40^o и располагается на шельфе. Здесь известны современные потоки и многочисленные туфовые конусы, маркирующие трещины. Последнее извержение происходило в 1898 году на юго- западе постройки. Южные постройки располагаются в пределах континентального склона и слагают субширотную часть острова. В целом остров слагается щелочными оливиновыми базальтами - пикритами, океанитами и анкарамитами.

В континентальной части Камерунской линии располагается система вулканических горстов [Deruelle et al., 1987], которая отделена от о. Бийого грабеном с мощностью осадочного чехла более чем 3000 м. Наиболее известной вулканической системой является вулкан Камерун ( 50x25 км), расположенный на докембрийском фундаменте, перекрытом меловыми и четвертичными отложениями. Его формирование началось в позднем миоцене и продолжается до настоящего времени (известно 6 исторических и 10 извержений за последние 100 лет). Горст ограничен осадочными впадинами с общей мощностью осадков до 7000 м. Постройка слагается пикритами, щелочными базальтами, гавайитами и муджиеритами.

В Камерунскую линию входят [O'Connor and le Roex, 1992] также подводные горы (рис. 1) Месяцева, Дампиер, Малахит, Глинкова, Богоявленского, Фалеева, Топаз и десятки безимянных. На юго-западе Камерунской линии располагается остров Св. Елены и крупные горы Бонапарта, Кутузова, Багратиона и др.

Рис. 5. Гистограмма распределения данных (70 анализов) абсолютного возраста в пределах Камерунской линии

Формирование вулканических сооружений происходило в разных частях "линии" от 63.5 до 0.065 млн. лет (от раннего палеоцена до голоцена), при этом можно полагать, что усиление магматической активности происходило в среднем миоцене (10-20 млн. лет) и в плиоцен-четвертичное время (0-4 млн. лет) (рис. 5). Статистика проведена на основании 76 анализов, которые приведены в табл. 1. На Камерунской линии вдоль ее простирания прогрессивное изменение возраста отсутствует - т. е. она не представляет собой след горячей точки [Djomani et al., 1997].

Южным обрамлением котловины служит Китовый хребет, который имеет северо-восточное простирание и протягивается на 3000 км от района о. Тристан да Кунья почти до шельфа Западной Африки [International..., 1989-1990].

Китовый хребет имеет сложное строение и состоит из системы разнориентированых, кулисно расположенных блоков, которые осложнены вулканическими сооружениями [Агапова, 1986]. Он неравномерно покрыт осадочным чехлом, мощность которого изменяется от 4-4.5 км до практически полного исчезновения [Захаров и др., 1986]. В районе скв. DSDP 530 осадочный комплекс разделен горизонтом А на преимущественно верхнемеловую с незначительным развитием альбских и плиоценовых образований и терригенно-карбонатную кайнозойскую толщи [Корсаков и др., 1986]. Магматические породы, поднятые с Китового хребта чаще всего относятся к щелочным и железистым базальтам [Куренцова, 1986].

Обычно это сооружение относят к классу асейсмичных поднятий. Однако анализ положения эпицентров землетрясений в этом регионе показывает, что с 1965 по 1997 гг. в квадрате с координатами 40-19^o ю.ш., 10^o з.д.-15^o в.д. произошло 9 событий с магнитудами от 4.3 до 5.3. Основная часть имеет глубины порядка 10 км. Единственное землетрясение с глубиной очага в 33 км располагается в пределах Китового хребта. Из перечисленных, три события зафиксировано в районе нижнего течения реки Кунене - мыса Фриа.

Западная граница Ангольской котловины определяется с определенной долей условности. Здесь, на удаленных флангах Срединно-Атлантического хребта располагается область развития абиссальных холмов [Литвин, Руденко, 1973] с относительными высотами 300-500 м. Между 14-22^o ю.ш., по данным спутниковой альтиметрии, здесь можно выделить также порядка 12-14 субширотных гравитационных аномалий, которым в рельефе соответствуют троги, в разной степени, заполненными осадочным материалом. Они являются восточными частями трансформных разломов. Глубины в трогах могут достигать 5600-5700 м [Литвин, Руденко, 1973]. Непосредственно к котловине выходят разломы Кардно, Тетяева и Св. Елены. В районе 0-4^o в.д. они резко изменяют свои простирания на северо-восточные. Такой излом простираний структур по мнению авторов обусловлен серией разломных структур север-северо-западного простирания. Такое предположение подтверждается профилем, составленному по данным ГСЗ-КМПВ и МОВ ОГТ [International..., 1989-1990]. В указанном районе отмечается погружение кровли слоя со скоростями 5.5-6 км/с и всех более глубинных, включая границу М (7.5-8 км/с). Здесь же зафиксированы и максимальные значения теплового потока - до 433 мВт/м ². В рельефе зонам разломов соответствуют поднятия различной формы и размеров [Бочарова и др., 1987]. Возможно, что разломы имеют сдвиговую составляющую.

Западнее располагается Срединно-Атлантический хребет, который сегментирован трансформными разломами [Kane and Hayes, 1992 и др.]. Между 8 и 22^o ю.ш., с севера на юг, наиболее крупными из них являются: Вознесения, Боде Верде, Кардно, Тетяева, Св. Елены, Хотспер и Мартин Вас. Отметим, что два последних входят в сложно построенную зону, в строении которой также участвуют несколько желобов не имеющих непосредственного выхода к оси спрединга.

Рис. 6. Гистограмма распределения данных (90 анализов) абсолютного возраста в пределах центральной части Западной Африки

С востока Ангольская котловина обрамляется континентальным подножьем и склоном Африки [Удинцев, 1986]. Фундаментом периокеанической части бассейна вплоть до Ангольского эскарпа является опустившийся по серии сбросов докембрийский щит. В пределах Анголы и прилегающих районов установлено ряд областей с магматизмом [Cahen et al., 1984] в интервале времени от 261 до 31.1 млн. лет (от кунгурского века поздней перми до поздних этапов олигоцена) (90 анализов, табл. 2, рис. 6). На гистограмме можно отметить усиление магматических событий в конце позднего олигоцена и в неоком-аптское время.

Западнее эскарпа бассейн наложен на "вулканический" пояс, который представлен по поверхности второго океанического слоя цепочками вулканических гор высотой до 1,2-1,5 км. Отличительной особенностью региона является отсутствие предконтинентального прогиба. [Бочарова и др., 1987]. На глубинах 2-3 км аваншельф осложнен рядом ступеней, сформированных на неотектоническом этапе. [Бочарова и др., 1987]. В районе эскарпа интенсивно проявлен соляной диапиризм [Корсаков и др., 1986].

Шельф Анголы [Геодекян и др., 1989] протягивается (рис. 4) более чем на 1000 км от Кабинды на севере до Мосамедеша на юге и включает крупные области мезозойского-кайнозойского прогибания [Геодекян и др., 1989; Жарков, Жаркова, 1987; Корсаков и др., 1986; Крылов, Горлов, 1983; Троцюк, 1992; Brognon and Verrier, 1966] - Кванза-Камерунский осадочный бассейн. Примерно 90% его площади располагается под водами океана, и лишь в отдельных местах (прибрежные впадины на территориях Камеруна, Габона, Заира, Конго и Анголы), он выходит на сушу [Геодекян, Забанбарк, 1985; Геодекян и др., 1989; Панаев, Митулов, 1993]. На севере бассейн ограничен Камерунской линией, на юге граница определяется выступом массива Бенгуэла на континенте, а в акватории - Китовым хребтом. Восточным обрамлением осадочных впадин служат выходы докембрийских кристаллических образований. Кванза-Камерунский осадочный бассейн разделен (с севера на юг) [Геодекян и др., 1988] на суббасейны Кабинда, Конго, Кванза и Мосамедеш. Они представляют собой систему впадин, выполненными осадочными отложениями мощностью до 5-8 км, разделенными на суше приподнятыми зонами кристаллического фундамента.

Для суббассейнов характерно [Дьяконов и др., 1982, 1983] наличие относительно стабильных платформ, сложенными органогенными карбонатными и карбонатно-терригенными формациями мела. Они разделены меридианальными грабенообразными впадинами, ограниченные конседиментационными разломами. Они заполнены мощными (до 4000 м и более) толщами третичных терригенньх осадков и занимают около 30% общей площади Западно-Африканского шельфа.

Самая северная впадина - Дуала занимает прибрежную часть Камеруна. Ее осадочный чехол представлен мезозойско-кайнозойскими отложениями, моноклинально погружающимися к Атлантическому океану. Мощность отложений быстро возрастает от 2500-3000 м на суше до 5000-8000 м на шельфе. Для впадины характерны три крупных комплекса отложений, разделенных перерывами. Нижний комплекс сложен апт-сеноманской толщей континентальных песчаников с прослоями аргиллитов и мощной эвапоритовой серией аптского возраста. Мощность комплекса около 3 км. Средний комплекс представлен глинами, песчаниками, мергелями и известняками турон-позднеэоценового возраста с общей мощностью от 3500 до 4000 м. Верхний комплекс состоит из терригенных олигоцен-миоценовых пород мощностью 500-600 м. Мезозойско-кайнозойские отложения согласно перекрываются антропогеновыми образованиями.

Впадина Габон расположена в юго-западной части Гвинейского залива [Brink, 1974]. Здесь развит осадочный чехол с мощностью до 18 км. Зоны максимального погружения совпадают с шарнирами, которые со временем мигрировали в западном направлении. Седиментация в бассейне началась с раннемелового или даже позднеюрского времени. С этого рубежа и до верхов апта формировалась т.н. "группа Кокобич" ("Cocobeach group") или подсолевые отложения, с общей мощностью до 7000-9000 м. Она слагается аргиллитами с линзами песчаников или их переслаиванием. Приведенные [Brink, 1974] карты изопахит разных частей разреза впадины свидетельствуют, что с момента формирования группы и вплоть до верхов эоцена активную роль играла зона северо-восточного простирания. В этот район, по данным спутниковой альтиметрии [Sandwell and Smith, 1997], трассируется восточная пассивная часть разлома Боде-Верде (рис. 4). В более северных районах, во впадине Рио Муни отмечается ряд разломов (Кампо, Кейп Сан-Хуан), которые считаются продолжением трансформных разломов Атлантического океана [Turner, 1995]. Проверка нами этого предположения показала, что гравиметрические аномалии [Sandwell and Smith, 1997] разломной зоны Вознесения протягиваются именно в указанные районы Западной Африки.

Вдоль побережья Габона протягивается прогиб Огове. В осадочном чехле прогиба участвуют отложения от юры до постмиоцена включительно с мощностью 10,000-11,000 м. В разрезе отмечаются толщи соленосных отложений аптского возраста мощностью 150-200 м. В соляных диапирах их мощность может достигать 1 км. Подсолевые отложения слагаются континентальными песчано-глинистыми осадками юры - нижнего мела с мощностью до 3000 м. Надсолевые образования подразделяются на две серии: нижнюю и верхнюю. Нижняя, альб-эоценовая, представлена песчано-глинистыми породами мощностью 4000-5000 м. В северном направлении она увеличивается до 6000-6500 м. Верхняя серия, неоген-антропогенного возраста, представлена глинами и песчаниками с пачками карбонатных образований с общей мощностью 1500 м, сформированными в прибрежно-континентальных условиях. Впадина Огове разбита на горсты и грабены, ориентированными параллельно береговой линии. Наличие соленосной толщи апта определило формирование субмеридиональных валов, объединяющих локальные диапиры и соляные штоки.

Доминирующую роль в строении впадины Кабинда [Дьяконов и др., 1982] играет карбонатная меловая платформа, слагающая внешнюю зону шельфа и ограниченная с запада грабеном, прослеживающимся к югу через бассейны Конго и Кванза. В строении платформы, имеющей ступенчато-блоковый характер, выделяется ряд погребенных антиклинальных зон (Малонго-Север, Малонго-Запад, Камбала, Такула Ндола и др.), совпадающих с выступами докембрийского фундамента.

Нижнеконголезский бассейн занимает прибрежные районы Конго, Кабинды (северная часть Анголы) и Заира [Геодекян, Забанбарк, 1985]. Осадочный чехол выполнен мезозойско-кайнозойскими породами мощностью от 4000 до 6000 м, которые подразделяются на три комплекса. Нижний, неоком-нижнеаптский, залегает на докембрийском фундаменте и сложен песчано-глинистыми континентальными породами с мощностью до 3000 м на севере, которая к югу уменьшается до 1 км. Средней комплекс сложен средне-позднеаптскими битуминозными глинами в нижней части, которые вверх по разрезу сменяются соленосными отложениями мощностью от 500 до 800 м. Верхний, надсолевой, комплекс сложен в нижней части известняками, а в верхней - песчано-глинистыми отложениями максимальной мощностью до 2-3 км в шельфовой части. Геологическое строение впадины определяется ступенчатым погружением фундамента в сторону океана. В шельфовой области характерно наличие соляных куполов, группирующихся в антиклинальные зоны. На континентальном склоне развиты соляные диапиры.

Впадина Кванза отделена от Нижнеконголезской Амбришским выступом фундамента. Она расположена [Геодекян, Забанбарк, 1985] на территории Анголы и прилегающей акватории Атлантического океана, протягиваясь более чем на 1000 км от Кабинды на севере до Мосамедиш на юге. Низы разреза сложены пестроцветными неокомскими песчаниками с прослоями аргиллитов и углей мощностью в несколько сот метров. Средняя толща представлена слоями раннеаптского возраста, мощностью до 1000 м. Местами выделен второй, альбский, эвапоритовый горизонт, который представлен солью, ангидритами и доломитами, мощностью 400-600 м. Надсолевой комплекс сложен в основном аргиллитами и алевролитами В осадочном разрезе выделяются три толщи миоценового возраста с общей мощностью 4000-6000 м.

Самая южная впадина - Мосамедиш имеет площадь около 10,000 км ². Она наименее изучена и расположена главным образом в пределах континентального склона, на долю шельфа приходится примерно 10% от его площади. Осадочный чехол впадины сложен мезозойскими и кайнозойскими отложениями, мощностью от 2000 до 3100 м. В поле изостатических аномалий этой части континентальной окраины соответствует избыток масс (рис. 3).

Таким образом, самый общий обзор строения континентальной окраины Западной Африки свидетельствуют, что пассивные части трансформных разломов оказывали влияние на распределение осадочного материалы и контролировали общую структуру впадин.