1  

ИНСТИТУТ ПРОБЛЕМ НЕФТИ И ГАЗА РОССИЙСКОЙ

АКАДЕМИИ НАУК (ИПНГ РАН)

Замиль Мохаммедшариф Н. М.

Региональные закономерности развития осадочных бассейнов

Северной Африки и генерации

в них углеводородов

Специальность 25.00.12 – Геология, поиски и разведка нефтяных и

газовых месторождений (геолого-минералогические науки). Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-

минералогических наук

Научный руководитель:

Д.г.-м.н. профессор Долгинов Е. А

Москва - 2017г

2  

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение…………………………………………………………………………...3

Глава 1:Общие сведения о геологическом строений региона……………….10

1.1. Общие сведения по геологии осадочных комплексов……….... .11

1.2. Структуры осадочных бассейнов…………………………………17

Глава 2: Типы, тектонические условия и закономерности развития

Осадочных бассейнов……………………………………………..........32

Выводы к главе 2……………………………………………………….69

Глава 3: Модели развития осадочных бассейнов и степен их корреляции

с региональными геолого-геофизическими данными……………..70

Выводы к главе 3……………………………………………………..97

Глава 4: Региональные закономерности генерации углеводородов

в осадочных бассейнах Северной Африки…………………………....98

Выводы к главе 4………………………………………………….……12

Заключение…………………………………………………………..………….113

Список сокращений ……………………………………………………………115

Список литературы……….…………..………………………….……………..116

3  

ВВЕДЕНИЕ

Северная Африка от Марокко на западе до Египта на востоке является

крупной частью докембрийского Африканского мегакратона (материка и его

подводных окраин). Она характеризуется наиболее широким в Африке

распространением осадочных, преимущественно мелководно-морских

отложений палеозоя, мезозоя и кайнозоя и часто рассматривается как Северо-

Африканская платформа (САП) (рис. 1). Ниже будет показано, что такое

определение корректно в полной мере лишь для комплекса палеозойских

отложений. По этой причине при определении структур осадочного чехла и

образующих его комплексов разного возраста в работе использованы не

традиционно «платформенные» термины, как синеклиза, антеклиза, а более

нейтральные термины, такие как «осадочные бассейны» и «межбассейновые

поднятия», часто употребляемые в нефтегазовой геологии.

1 2 3 4 5

Рис. 1. Геологическая карта исследуемой части Африки. (Kirkham and

others,1995).

Условные обозначения:1-3 - осадочный чехол: 1- кайнозой; 2- мезозой; 3-палеозой;

4-5 –фундамент: 4- пан-африканский; 5- эбурнейский.

4  

При очень высоком уровне изученности осадочных комплексов

Северной Африки в связи с их нефтегазоносностью в недостаточной мере

были рассмотрена тектоническая природа и условия формирования

осадочных бассейнов данного региона. Это обстоятельство было выяснено

при подготовке автором магистерской диссертации «Геология и

нефтегазовые системы Северной Африки», которая была защищена на

кафедре Месторождений полезных ископаемых и их разведки инженерного

факультета в 2007 г. Таким образом, данная диссертация является

результатом исследования, начатого автором еще во время его базового

обучения в РУДН.

Цель работы

Главной целью работы является выявление закономерностей развития,

тектонической природы осадочных бассейнов палеозоя, мезозоя и кайнозоя,

расположенных на северной окраине Африки, и региональных условий

генерации в них углеводородов.

Основные Задачи исследования

Главными задачами исследования являлись:

1- сбор и комплексный анализ обширных геолого-геофизических данных

по осадочным бассейнам Северной Африки.

2- типизация по сумме факторов бассейнов палеозоя, мезозоя – кайнозоя.

3- определение скоростей эффективного прогибания бассейнов для

сопоставления режимов их развития.

4- определение общей эволюционной направленности в развитии

бассейнов.

5  

5- анализ соотношения осадочных бассейнов разных возрастов и

тектотипов с латеральными глубинно-плотностными

неоднородностями.

6- Обоснование модели развития бассейнов региона в первую очередь

палеозойских, удовлетворяющих конкретным геолого-геофизическим

данным.

7- выявление пространственно-временных закономерностей генерации

углеводородов в бассейнах субрегиона.

Использованные данные

Для комплексного анализа развития осадочных бассейнов Северной

Африки были использованы многочисленные геолого-геофизические данные

(разрезы по скважинам, структурные схемы и профили и др.),

опубликованные в зарубежных, главным образом ведущих издательствах,

гравиметрическая, тектоническая и др. карты Африки.

Методика исследований

Методика исследования включала составление:

1- электронной базы данных по строению разрезов бассейнов и

межбассейновых структур; по данным буровым скважинам и

профильным разрезам.

2- электронных палеоструктурных карт для отложений всех систем

палеозоя, мезозоя, и кайнозоя с целью выявления

синседиментационных морфоструктур, тектонотипов и общих

закономерностей эволюции бассейнов.

3- графиков изменения скоростей эффективного прогибания бассейнов в

диапазонах систем.

6  

4- региональных профилей соотношения структур осадочных бассейнов

со значениями поля силы тяжести, выявление закономерностей этого

соотношения для оценки латеральных плотностных неоднородностей

фундамента.

5- региональных временных схем генерации углеводородов (УВ) из

главных нефтематеринских отложений (НМО) палеозоя с

использованием данных нефтегазовой геологии.

Новизна работы

Научная новизна работы определяется следующими результатами:

1) Впервые составлены палеотектонические схемы развития осадочных

бассейнов палеозоя и мезозоя для САП.

2) Впервые конкретизированы различия тектонической природы,

показаны главные закономерности развития и геоисторические

соотношения осадочных бассейнов палеозоя и мезозоя-палеогена

САП.

3) Предложена альтернативная модель развития эпипанафриканских

осадочных бассейнов палеозоя САП, являющихся главными

продуцентами углеводородов.

4) Составлены региональные схемы пространственно-временной

генераций УВ из главных (НМО) силура и девона.

5) Обоснована зависимость условий генерации УВ в главных бассейнах

региона от тектонических режимов и температурных условий их

развития.

7  

Практическая ценность работы

1) Выявленная закономерность детерминированно-компенсационного

осадконакопления может быть использована для определения

алгоритма количественной оценки объемов генерации и скопления УВ

в осадочных безрифтовых бассейнах.

2) Предложенная модель развития осадочных бассейнов палеозоя САП,

предполагающая их прогибание в результате охлаждение корово-

мантийных комплексов, а замедление и прекращение прогибания как

следствие температурного разуплотнения последних, может оказаться

полезной при моделировании, нефтегазовых систем данного и других

районов.

3) Принятый принцип построения пространственно-временных схем

генерации УВ из НМО может быть использован при общих

характеристиках перспективных малоизученных территории.

Основные защищаемые научные положения

1) Выявлены закономерности развития и проведена типизация осадочных

бассейнов САП.

2) Обоснована альтернативная модель развития нефтегазовых

эпипанафриканских бассейнов палеозоя САП, удовлетворяющая

геолого-геофизическим данным.

3) Показано что, температурные условия и глубины генерации

углеводородов из НМО рассматриваемого региона определялись

тектоническими режимами развития осадочных бассейнов двух типов:

ортократонных палеозоя и син-эпирифтовых мезозоя-кайнозоя.

8  

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, информационного раздела и трех

глав, посвященных обоснованию защищаемых положений, и заключения.

Работа имеет объем 132 страниц, в том числе 56 иллюстраций и одну

таблицу. В списке использованной литературы приведены 134

наименований.

Апробация работы.

Главные результаты исследования были изложены в следующих

публикациях:

1) Долгинов Е.А., Замиль М. Ш., Ячменников Ю. М. Гравиметрические

характеристики осадочных бассейнов Северной Африки и Северной Аравии

и их возможная интерпретация. Известия высших учебных заведений,

Геология и разведка, 2009, № 2, Стр.9-13.

2) Долгинов Е.А., Замиль М. Ш. Тектоническая природа осадочных

бассейнов палеозоя и мезозоя севера Африки. Известия высших учебных

заведений, Геология и разведка, 2013,№ 6. Стр.6-13.

3) Долгинов Е.А., Замиль М. Условия генерации углеводородов в осадочных

бассейнах Северной Африки. Вестник Российского университета дружбы

народов серия: Инженерные исследования, 2015 №3. Стр. 83-89.

4) Замиль М. Ш. Вероятная модель развития палеозойских осадочных

бассейнов Северо-Африканской платформы. (В процессе подготовки к

печати).

9  

Благодарности

Автор глубоко признателен своему научному руководителю Долгинову

Евгению Александровичу за постановку задач исследования и консультации

при выполнении диссертационной работы. Также автор благодарит

сотрудников кафедры Месторождений полезных ископаемых и их разведки

РУДН (проф. Дьяконова В. В. доц. Абрамова В.Ю. ст. преп. Маркова В. Е.) за

ценные советы, а также администрацию РУДН за предоставленную

возможность обучения в очной аспирантуре Университета.

10  

ГЛАВА 1: ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ

СТРОЕНИЙ РЕГИОНА

В региональном структурно-тектоническом отношении большая

равнинная часть Северной Африки представляет собой классическую

платформу с докембрийским фундаментом и залегающим на нем осадочным

чехлом, сложенным отложениями палеозоя, мезозоя и отчасти палеогена. В

литературе эта территория именуется как Сахарская (Марокко, Алжир) и

Восточная (Ливия, Египет) платформы. Как будет видно из дальнейшего

чехол платформы включает отложения, принадлежащие к бассейнам

разных тектонотипов.

Докембрийский фундамент САП имеет разный возраст. На западе

региона, в пределах Марокко и Алжира, он сложен кристаллическими

комплексами архея и раннего протерозоя, консолидированными 1900 – 2000

млн. лет назад в эбурнейскую фазу диастрофизма. На большей, восточной

части платформа имеет значительно более молодой фундамент, окончательно

сформированный 650 – 550 млн. лет назад во время самой крупной,

заключительной для материка, пан-африканской фазы складчатости (рис. 5)

(Coward 2003). И тот, и другой фундамент выступает на юге региона в

нескольких крупных поднятиях, возникших в их современном виде в конце

мезозоя и, главным образом, кайнозое: первый на Регибатском щите, другой

в горных массивах Хоггара (Алжир), Тибести (Ливия), Восточной пустыни

(Египет). В палеозое рассматриваемый регион являлся частью северной

окраины суперматерика Гондвана и лишь после начала её распада стал

таковой для Африки.

11  

1.1. Общие сведения по геологии осадочных комплексов

В осадочном чехле САП главное значение имеют отложения

палеозоя, второстепенная роль принадлежит отложениям мезозоя и

отчасти, палеогена. Для всех отложений свойственно замещение с севера

на юг, с приближением к поднятиям докембрийского фундамента

мелководно – морских фаций континентальными фациями (Guiraud et al.

2005). В разрезе имеется несколько несогласий, из которых наиболее

крупным является т.н. «синварийское», разделяющее палеозойский и

мезозойский комплексы.

Палеозой представлен отложениями всех систем (кембрий, ордовик,

силур, девон, карбон и пермь) (рис. 2). В ряде районов отложения

палеозоя полностью или частично выпадают из разрезов (рис. 3), что

обусловлено их размывом во время поднятия Северной окраины Африки

в перми-триасе. Отложения палеозоя за исключением пермских,

характеризуются широтной выдержанностью литолого-фациального

состава.

В обобщенном виде отложения палеозоя характеризуются

следующими литолого-фациальными особенностями;

Кембрий: преимущественно разнозернистые континентальные

песчаники с прослоями гравелитов и конгломератов (Алиев и др. 1971), в

Тунисе и Марокко главным образом мелководно – морские глины с

прослоями песчаников; мощность от первых сотен метров до 1000-1500м,

на севере Марокко до 4000м (Guiraud et al. 1999).

12  

Рис. 2. Общее строение разреза осадочного мегакомплекса Северо-

Африканской платформы (Klett, 2000).

13  

 

Рис. 3. Распространение отложений палеозоя (большей частью под чехлом более молодых отложений). 

             (Craig, 2006).

14  

Ордовик: прибрежно-морские песчаники и переслаивания мелководно-

морских мелко-зернистых песчаников, глинистых конгломератов, на западе

Марокко морские глины; в верхних частях разрезов в южных районах

ледниковые отложения, мощностью от 100 до 800 м.

Силур: на большей площади однородные глины и граптолитовые

сланцы, накопившиеся в условиях максимальной для палеозоя трансгрессии;

на юго-востоке прибрежно-морские континентальные песчаники и

алевролиты, в самых верхах разрезов преобладание мелководно-морских

песчаников и алевролитов. Мощность 700-800м, в бассейне Тиндуф до 1300м

(Klett 2000, Boote et al. 1998).

Девон: залегает с размывом на силуре, состав отложений нижнего отдела

изменяется от континентальных псаммитов на востоке через прибрежно-

морские песчаники в центральных областях до морских глин и известняков в

Марокко. Отложения среднего-верхнего отделов представлены

переслаиванием морских песчаников и глин, в Алжире и в Марокко с

существенным количеством известняков, доломитов и мергелей, мощностью

до 1000 м, в центральной и восточной частях Северной Африки, на западе до

2200 м (Guiraud et al. 1999).

Карбон: в нижнем отделе переслаивание песчаников, алевролитов и

глин, в верхнем отделе преобладают мелководно – морские карбонатные

отложения, мощность на западе до 2700м в бассейне Бишар 6000м, в

центральной и восточной частях до 1200-1300м. (Алиев и др. 1971)

Отложения перми образуют наибольше изолированные бассейны

главным образом вблизи Средиземного моря, где их мощность достигает

2600м. преобладают мелководно-морские терригенные и карбонатные

отложения на севере и континентальные песчаники на юге (Tawadros 2011).

15  

Из мезозойских в Северной Африке распространены отложения триаса,

юры и мела, которые имеют преимущественно следящий состав (рис. 2).

Триас залегает с несогласием на более древних отложениях, с угловым

на палеозойских и менее существенным на пермских; представлен в южных

разрезах континентальными аллювиально-озерными песчаниками и

алевролитами, в северных разрезах переслаиванием морских псаммитов и

пелитов. В Алжире (бассейн Уэд Мия) разрез состоит из нижних мелководно-

морских песчаников и алевролитов и верхней мощной толщи эвапоритов

(соли, ангидриты, доломиты с прослоями глин) мощность до 1400м, в

западном Леванте до 2600м ( Brew 2001).

Юра: в объемах нижнего и среднего отделов представлена в

центральных районах ангидритами с переслаиванием в разных

соотношениях с известняками, песчаниками и глинами. К верхнему отделу

относится песчано-глинистая толща с прослоями известняков, ангидритов и

доломитов, в крайних северных районах на территории Ливии и Египта это

толщи морских глин и песчаников, в южных разрезах юра представлена

континентальными псаммитами и более грубозернистыми образованиями.

Мощность до 1400м. в районе Леванта до 4000м (Rushdi 1990).

Из мезозойских, меловые отложения пользуются наиболее широким

распространениям, они представлены главным образом мелководно-

морскими псаммитами, глинами, известняками, мергелями, доломитами, на

юге континентальными песчаниками, алевролитами, реже глинами.

Отложения кайнозоя распространены главным образом в районах,

прилегающих к Средиземному морю, где они имеют максимальную

суммарную мощность до 7 км (Gvirtzman 2010).

Отложения характеризуются наибольшим литологическим

разнообразием, что отражает их формирование в наиболее контрастных

16  

палеогеографических и структурных обстановках. Палеоцен и эоцен

представлены морскими карбонатными фациями, к олигоцену относятся

терригенные прибрежно-морские песчаники и глины. На северо-западе

Ливии континентальные песчано-глины с прослоями гравелитов и

конгломератов, мощность от 100 до 3000м в рифтовом бассейне Сирт (рис.4).

Отложения неогена распространены главным образом в

Присредиземноморской зоне, которая является южным флангом

одновозрастного комплекса Восточно-Средиземноморского мегабассейна. В

низах разрезов это мелководно – прибрежные морские и дельтовые (в том

числе турбидитные) песчано-глинистые накопления, в верхах – эвапориты.

Рис. 4. Строение разреза Бассейна Сирт Присредиземноморской зоны

(Gras, 1998).

17  

1.2. Структуры осадочных бассейнов

В тектонической структуре САП и Присредиземноморской зоны главное

значение имеют осадочные бассейны, характеризующиеся наиболее

глубоким залеганием докембрийского фундамента (рис. 5). На платформе

они выполнены отложениями палеозоя или палеозоя-мезозоя. В

Присредиземноморской зоне бассейны заполнены преимущественно

отложениями мезозоя - кайнозоя. Бассейны этой зоны характеризуются,

отличными от бассейнов платформы морфоструктурными особенностями,

отражающими их особую тектоническую природу.

Сугубо палеозойскими являются западные бассейны Тиндуф, Регган,

расположенные на эбурнейском фундаменте ЗАК кратона. Комплексы всех

бассейнов находящихся в главной, панафриканской части САП, сложены

отложениями палеозоя и мезозоя при различных их соотношении в разрезах.

Тектоническая структура палеозойских бассейнов вне зависимости от

возраста фундамента была окончательно оформлена в «синварисскую» фазу

общего поднятия платформы и деформация ранее накопившихся отложений.

В это время было создана деформационная структура межбассейновых

поднятий, с некоторых из которых полностью были эродированы отложения

палеозоя, в связи, с чем осадки мезозоя перекрыли на них непосредственно

докембрийский фундамент. Наиболее крупный из таких сводов

протягивается в Ливии от вулканического плато Тибести на юге до района

залива Сирт на север (рис. 3).

Ниже в качестве примеров приведены общие характеристики некоторых

разновозрастных осадочных бассейнов региона.

18  

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

Рис. 5. Схема расположения структур главных осадочных бассейнов Северной Африки и Северной Аравии. (составлена по материалам, приведенным на рис. 9) Условные обозначения: 1 – область альпийской складчатости (а – Тельская коллизионо-надвиговая зона; б – Атласская рифтово-блоковая зона); 2 – осадочный чехол на северных окраинах Африки и Аравии, сложенный отложениями палеозоя, мезозоя и палеогена; 3 – 4 – выходы на поверхности докембрийского фундамента (3 – пан-африканского, 4 – эбурнейского); 5 – граница между Атласской зоной и докембрийской платформой; 6 – кайнозойские и мезозойские рифты; 7 – надвиговая граница между зонами области альпийской складчатости; 8 – изогипсы залегания поверхности докембрийского фундамента (интервал в 1 км) и глубины депоцентров осадочных бассейнов (арабские цифры вне изогипс); 9 – условная граница между Африканской платформой и её Анти-Атласской зоной каледонской активизации; 10 – предполагаемая граница между эбурнейским и пан-африканским фундаментом под осадочным чехлом; 11 – границы между странами.

Осадочные бассейны: Т – Тиндуф; Р – Регган; Ти – Тимимун; М – Муйдир; Г – Гадамес; Му – Мурзук; Ку – Куфра; Сб – Сибрата; Ад – Абадла; Л – Левант; П – Пальмириды; К–Киренайка; Мм – рифт Мёртвое море, Су.З – Суэцкий залив; К – Красное море; Е – Ефратский рифт; А.Г – Абу Гарадиг; С – Сирт; Уэ – УэдМия; Ил– Иллизи. Выступы фундамента: 1 – Анти Атлас; 2 – Угарта; 3 – Регибат; 4 – Хоггар; 5 –Тибести; 6 – Джабаль Увайнат; 7 – Арабо-Нубийский щит.

19  

Бассейн Тиндуф: Находится в смеженных районах Алжира и Марокко.

На юге он граничит с шитом Регибат, в котором вскрывается эбурнейский

фундамент ЗАК. К северу от него расположено поднятие Анти-Атласа, в

котором на складчатых комплексах раннего и позднего протерозоя с резко

выраженным несогласием залегает волнисто-деформированные отложения

верхнего рифя-венда. Последние выступают также в недр инверсионного

поднятия Угарта, отделяющего бассейн Тиндуф от эпипанафриканского

бассейна Абду-Аллах (рис. 5).

Разрез бассейна Тиндуф включает отложения палеозоя от кембрийских

до каменноугольных (визе). В плане он имеет овальную форму, и несколько

вытянут в широтном направлении. Его северный борт является более

крутым, что определяет асимметричную форму структуры бассейна в

поперечном (с – ю) сечении. По сейсмическим данным, в осевой зоне

фундамент бассейна залегает на глубинах 8000 – 9000 м (рис. 6) (Askri et al.

1995).

В палеозойском разрезе бассейна отсутствуют отложения перми, а на

отложениях палеозоя, главным образом карбона, с резко выраженным

структурным несогласием залегают маломощные (200 м) континентальные

осадки мела (Boote et al. 1998).

Кембрий представлен кварцевыми песчаниками с пластами гравелитов и

конгломератов, имеющими, по данным сейсмостратиграфии, в зоне

депоцентра мощность до 1500 м. К северному и южному бортам бассейна их

мощность уменьшается, местами вдвое.

В сходном по типу песчаном разрезе ордовика присутствуют пачки

аргиллитов и глинистых сланцев. В наиболее глубокой зоне бассейна их

мощность достигает 700 м.

20  

 

 

Рис. 6. Продольное строение структуры южных бассейнов Северо-Африканской платформы в том числе, Эпиэбурнейские и Эпипан-африканские. (Craig, 2006).

21  

В разрезе силура выделены 2 части: нижняя, состоящая из пород

аргиллитов (формация Танзуфт) и верхняя, представленная песчаниками с

пластами микроконгломератов (формация Акакус или песчаник Акакус).

Мощность отложений изменяется от 800 – 1000 м на бортах бассейна до 1500

м в его осевой зоне.

Отложения девона в бассейне Тиндуф достигают мощности более 2200

метров. Нижний девон представлен аргиллитами и песчаниками,

содержащими редкие прослои алевролитов и известняков. К среднему

девону относятся глинистые отложения, включающие маломощные пласты

карбонатных пород, главным образом известняков.

Отложения карбона, завершающие разрез палеозоя в бассейне Тиндуф,

достигают максимальной мощности в 2700 метров. Нижний карбон

представлен алевролито-песчаниками и аргиллитами, содержащими

алевролитовые и известковистые прослои. В верхнем карбоне выделяются

две части: нижняя, сложенная морскими песчано-глинистыми и

карбонатными отложениями, и верхняя, сложенная континентальными

песчаниками, глинами и аргиллитами с прослоями алевролитов.

Бассейн Регган: Расположен к юго-востоку от бассейна Тиндуф

(рис. 5,6). Он имеет овальную форму в плане при удлиненности в СВ-ЮВ

направлении, характеризуется резко симметричным строением при

значительном смещении осевой зоны к его более узкому и крутому северо-

восточному крылу.

Разрез бассейна также сложен исключительно отложениями палеозоя

(от кембрия до карбона включительно),по сравнению с бассейном Тиндуф он

имеет меньшую глубину, достигающую 6,5 км.

Бассейн Гадамес: Наиболее крупный из эпипанафрикаских бассейнов

САП (рис. 5). Его наиболее глубокой части

22  

Рис. 7. Профильные строение эпипанафриканских бассейнов центральной части Северо-Африканской Платформы.

(Craig , 2006).

23  

Рис. 8. Продольное строение структуры северных бассейнов Северо-Африканской платформы. (Craig, 2006)

24  

поверхность фундамента залегает на глубине 6000 - 7000 м. Разрез бассейна

включает отложения всех отделов палеозоя и мезозоя. Мощность первых

уменьшается к северу, вторых возрастает в этом же направлении (рис. 7,8).

Бассейн ограничен поднятиями Дохар Нафума со стороны Средиземного

моря, Гаргафа и Хоггара на юге. На западе его ограничениями является свод

Амгид Эл-Бойд. На востоке бассейн сочленяется с поднятием, входящим в

систему более молодого рифтового бассейна Сирт.

Бассейна Гадамес имеет изометрично-овальную форму в плане.

Наиболее прогнутыми являются его западная и северная части, где в разрезе

увеличено значение отложений перми и мезозоя. В связи с этим в

поперечных сечениях он характеризуется асимметричной структурой: более

широким и пологим южным и восточным бортами по сравнению с его

северным и западным бортами (Echikh 1998).

В палеозойском комплексе бассейна присутствуют отложения кембрия,

ордовика, силура, девона и карбона.

Кембрий представлен главным образом различными по зернистости

песчаниками с прослоями и пластами мелко галечных конгломератов.

Мощность отложений изменяется от 300 м на бортах до 700 м в центре

бассейна. Большую часть разреза ордовика, залегающего согласно на

кембрии, составляют более мелкозернистые псаммиты, в отдельных пачках,

переслаивающихся с глинистыми сланцами и аргиллитами. В верхах разреза

залегают грубообломочные отложения ледникового происхождения (Алиев и

др. 1971).

В разрезе силура, как и во всех других палеозойских комплексах,

эпипанафриканских бассейнах выделяются две части: нижняя формация

Танзуфт, состоящая из глинистых сланцев и аргиллитов, и верхняя песчаная

25  

формация Акакус. В бассейне Гадамес мощность первой достигает 400 м.

второй – 800 м (Klett 2000).

Также двучленное строение имеет разрез девона, достигающего в

депоцентре мощности до 1000 м. Его нижнюю часть составляет карбонатно-

песчаная формация Тадрарт, верхняя часть образована чередованием слоев

аргиллитов и песчаников (формация Фраснийский), содержащих слои

известняков (Hallett 2002).

Сходное строение имеет разрез карбона, нижняя часть которого

состоит из переслаивания песчаников, аргиллитов и алевролитов с прослоями

известняков и доломитов, верхняя часть образована карбонатными

отложениями с прослоями аргиллитов и песчаников. Мощность карбона

достигает 1000 метров.

Отложения мезозоя (триаса, юры и мела) залегают трансгрессивно и со

структурным несогласием на отложениях палеозоя. Они представлены в

фациях континентального лагунного и морского происхождения.

Триас представлен мощной толщей терригенных и эвапоритовых

отложений. Её нижняя часть образована глинисто-песчаными отложениями,

в основании с конгломератами и гравелитами; верхняя большая по

мощности часть состоит из солей с прослоями глин, ангидритов и

доломитов. Мощность триаса достигает 1400 м.

Юрские отложения бассейна представлены преимущественно

галогенными и карбонатными фациями. К нижней и средней юре относится

толща переслаивания ангидритов, известняков, писчего мела, песчаников и

глин. К верхней юре относится глинисто-песчаная толща с прослоями

известняков, ангидритов и доломитов (Алиев и др. 1971). Мощность

отложений юры достигает 1400 метров.

26  

В разрезе мела присутствуют отложения его двух отделов: нижнего в

объёме валанжина – баррема, апта и альба, и верхнего в объёме сеномана,

турона и сенона. Нерасчлененные отложения валанжина – баррема в

западной и центральной частях бассейна состоят из сероцветных псаммитов,

содержащих углефицированные растительные остатки. Аптские отложения

представлены микрокристаллическими доломитами, иногда содержащими

растительный детрит, и известняками. Встречаются пласты и прослои белого

мела. Разрез альба состоит от мелко- до грубозернистых песков. Сеноман

представлен глинистыми отложениями. Отложения турона и сенона

представлены доломитовыми известняками местами с прослоями мела или

глины (Алиев и др. 1971).

Бассейн Мурзук Расположен на юго-западе Ливии и частично в

смежном районе Нигера, где он именуется бассейном Джади (рис. 5,6). С

севера, запада и востока бассейн граничит с поднятиями соответственно

Гаргоф, Тихимбока и Тибести, отделяющими его от бассейнов Гадамес,

Иллизи и Куфра.

Бассейн имеет овальную форму в плане при некоторой удлиненности в

меридиональном направлении и близкую к симметричной структуру в

поперечных широтных сечениях. Фундамент опущен в нем до 3500-4000м

(Davidson et al. 2000).

Большая часть разреза бассейна сложена отложениями палеозоя от

кембрия до перми включительно, в меньшей мере мезозоя и до 100 м

кайнозоя.

Кембрий представлен главным образом грубозернистым песчаником и

конгломератом, непосредственно залегающим на поверхности фундамента.

Их мощность достигает 500 метров. Для ордовика характерны средне- и

мелкозернистые песчаники, в меньшей степени глинистые сланцы и

27  

алевролиты. В самой верхней части имеются тиллиты. Мощность ордовика

достигает 120 м (Davidson et al. 2000)

В разрезе силура выделены нижние песчаники, выше глинистые

сланцы формации Танзуфт и верхние песчаники формации Акакуса. Нижний

девон представлен континентальными и морскими песчаниками и

алевролитами формации Тадрат.

Песчаники с прослоями глинистых сланцев среднего-верхнего девона

выделены как Фраснийская Формация. Мощность девона достигает 600 – 800

метров.(Echikh 2000; Tawadros 2011).

Карбон в бассейне Мурзук представлен отложениями нижнего и

среднего отделов. Большую часть их разреза составляют глинистые

отложения и псаммиты, в верхах залегают карбонатные отложения

суммарной мощностью до 800м.

Пермь представлена терригенными континентальными отложениями

мощностью до 600 метров.

Мезозойские отложения представлены континентальными псаммитами,

в том числе триаса (до 300 м), юры (до 200 м). Венчают разрез песчаники и

конгломераты нижнего мела (Hallett 2002).

Бассейн Куфра: Расположен в смежных районах Ливии (большей

частью), Чада, Судана и Египта. В его депоцентре фундамент опущен до

4000м (рис. 2, 5, 6).

Бассейн расположен между выступами пан-африканского фундамента

Тибести на западе, Энниди на юге и блока архейского фундамента Джабаль

Увейнат на востоке. В плане бассейн имеет овоидную форму при

удлиненности в СВ – ЮВ направлении  (Ghanoush et al. 2007). В осадочном

чехле бассейна принимают участие отложения палеозоя и мезозоя,

разделенные региональным герцинским несогласием.

28  

Единый разрез палеозоя включает отложения преимущественно

морские, кембрия, ордовика, силура, девона и карбона. Выше с несогласием

залегает толща континентальных отложений от перми до мела включительно

(рис. 6).

Кембрий представлен конгломератами и кварцевыми песчаниками

формации Хасвана. Его мощность изменяется от бортов к центру бассейна от

350 до 1150 метров. Сходный состав (кварцевые песчаники с

конгломератами) имеет формация Мамунят ордовика мощностью от 150 м до

350 м (Tawadros 2011).

Разрез силура состоит из двух частей нижней формации Танзуфт –

глинистые сланцы с большим количеством псаммитов и верхней формации

Акакус, состоящей из мусковитовых кварцевых песчаников, алевролитов.

Мощность силура достигает 550 метров.

Отложения девона залегают с несогласием на силурийских отложениях

и представлены в нижней части континентальными песчаниками, в меньшей

степени алевролитами. Верхняя часть разреза состоит из чередования

пластов песчаника и глинистых сланцев. Мощность девона в депоцентре до

1000 м.

Карбон до визейского яруса представлен континентальными

песчаниками, конгломератами и алевролитами мощностью до 540 м.

Аналогичный состав имеют маломощные отложения от перми до нижнего

мела включительно. В разрезе сеномана выделяются две части: в нижней

известняки и доломиты в верхней эвапориты и глины (Hallett 2002).

Бассейн Сирт. Расположен в Присредиземноморской зоне региона. Он

вытянут в СЗ – ЮВ направлении и имеет рифтовую природу. В осевой зоне

бассейна докембрийский фундамент опущен на глубину до 6 км и более

(рис. 5,8).

29  

В его разрезе выделяются три комплекса: два предрифтовых в объёмах

кембрия – ордовика, триаса – раннего мела, рифтовый в объёме верхнего

мела – верхнего эоцена и послерифтового в объёме олигоцена – миоцена

(рис. 4).

Кембро-ордовик представлен терригенными отложениями формации

Гаргаф (или Хофра –Elakkari 2013) (кварцевыми песчаниками,

конгломератами, алевролитами, с прослоями морских глин) мощностью до

500 – 600 м.

Формация Амал триаса мощностью до 600 м сложена песчаниками и

вулканитами с прослоями морских глин в восточной части бассейна (Gras et

al 1998). Некоторые авторы относят формация Амал к Кембро-ордовик

(Aboglila et al 2013; Burwoodet al 2003) Отложения юры и нижнего мела

представлены континентальными песчаниками формации Сарир (или

нубийский песчаник) (Ahlbrandt 2001).

Синрифтовый разрез сложен морскими карбонатными породами и

глинами  (Aboglila, 2013). В верхнем эоцене наряду с глинами присутствуют

эвапориты. Пострифтовый разрез олигоцена – миоцена образован

континентальными псаммитами (Aboglila 2013. Gras, et al 1998).

Бассейн Дельты Нила: Также расположен в Присредиземноморской

зоне. Он выполнен отложениями мезозоя и кайнозоя суммарной мощностью

до 10 км (рис. 5).

В мезозойской части разреза присутствуют отложения триаса, юры и

мела. Триасовые и юрские отложения, лежащие на больших глубинах,

диагностированы методами сейсмостратиграфии и палеофациальных

реконструкций (Barakat 2010). Согласно этим методам первые должны быть

представлены мелководными песчаниками мощностью от 300 м, вторые –

морскими терригенными отложениями в низах и карбонатными отложениями

30  

с пластами глин в верхах разреза, достигающего мощности 1200 м. По

данным бурения и геофизики разрез мела состоит из чередования пластов

глин, известняков и песчаников мощностью до 3000 м.

Отложения палеоцена в разрезе бассейна отсутствуют. Эоцен

представлен глинистыми известняками. К олигоцену относятся флювиальные

морские глины и песчаники. Для миоцена характерны морские песчаники и

карбонатные отложения в низах разреза и эвапориты в его верхней части.

Плиоцен представлен в нижней части морскими глинами формации

Кафр Элидих и песчаниками с их тонкими прослоями в верхней формации

Эль Вастани. Завершают разрез дельтовые пески четвертичного возраста,

БассейнАбу Гарадиг: Расположен на севере Западной Пустыни

Египта. также в Присредиземноморской зоне Он вытянут в широтном

направлении и состоит из осевого грабена глубиной (по разным оценкам) в

6000 – 7000 м или 8000 – 9000 м (Awad 2008) и обрамляющих его

структурных террас. На севере и юге бассейн ограничен поднятиями

соответственно Каттар и Сибри.

Осадочный комплекс бассейна включает отложения широкого

возрастного диапазона – от кембрия до палеогена за исключением перми и

триаса.

Отложения всех систем палеозоя (до перми) представлены

песчаниками и алевролитами в верхней части разреза с известняками и

глинами. Суммарная мощность отложений не превышает 1500 м.

Отложения палеозоя перекрыты с несогласием морскими отложениями

мезозоя. В основании юры залегают прибрежные кварцевые песчаники,

содержащие местами пласты глин, алевролитов и ангидрита. Выше следуют

карбонатные отложения с пластами глин. Для нижнего мела характерно

чередование песчанистых глин, песчаников и алевролитов. В разрезе

31  

верхнего мела преобладают известняковые отложения, чередующиеся с

тонкими пластами песчаников и глин. Мощность меловых отложений

достигает 3500 м. сходный литологический состав имеет отложения

палеогена (Barakat 2010; Rushdi 1990).

32  

Глава 2: ТИПЫ, ТЕКТОНИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ И

ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗВИТИЯ

ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ

Впервые в обобщенном виде структуры осадочного чехла САП были

показаны на Международной Тектонической карте континента масштаба

1:5 000 000, составленной под редакцией одного из крупнейших знатоков

геологии региона Г. А. Шубера, изданной ЮНЕСКО в 1968 г. На ней были

выделены различные по своей морфологии осадочные бассейны

палеозойского и мезозойско-кайнозойского комплексов в изогипсах

залегания поверхности докембрийского фундамента. Последовавшие после

издания указанной тектонической карты многочисленные многоаспектные

исследования осадочных комплексов региона привели к детализации

структур бассейнов и установлению их длительного развития.

Три главных обстоятельства – расположение САП вдоль

полициклического Альпийского пояса складчатости, замещение во всех

отложениях с севера на юг морских фаций континентальными, наличие в

осадочном чехле «синкаледонского» и особенно крупного (структурного)

«синварисского» несогласий явились основаниями для отнесения в

палеотектоническом отношении данного региона к типу «пассивных окраин»

со всеми вытекающими из этого последствиями. А именно, в соответствии с

этим представлением развитие северной окраины Африки, ранее

суперматерика Гондвана, в котором последняя занимала центральное место,

связывается с резонансным воздействием на нее располагавшихся севернее

подвижных палеозойских, мезозойских и кайнозойских тетисных систем. По

умолчанию последнее распространятся и на структуры осадочного чехла, в

том числе и входящие в него синседиментационные бассейны – главный

33  

предмет нашего исследования. Однако как будет показано далее, последнее

представление в полной мере не согласуется с целым рядом данных.

Базовыми в нашем исследовании явились палеоструктурные карты,

составленные в изопахитах для отложений всех систем осадочного чехла.

Они были синтезированы с применением компьютерной обработки большого

объёма данных буровых скважин (рис. 9), профильных разрезов (Рис. 6-8 и

др.), структурных схем и карт разных масштабов. Эта работа осложнялась

выпадением в ряде районов из разрезов отложений верхнего и частично

среднего палеозоя, обусловленным «синварисским» поднятием территории,

и её неравномерным размывом. В связи с этим в некоторых случаях

приходилось прибегать к экстраполяции мощностей отложений.

Примером последнего может являться бассейн Гадамес. На его

северном склоне из разреза палеозоя выпадают отложения карбона и девона

и частично силура, эродированные во время указанных поднятий. Однако

согласно расчетам по витриниту перед триасом здесь было размыто до

3000м отложений этого возраста (Underdown et al. 2007), что по нашим

оценкам совпадает с трендом изменения их мощности с южного крыла к

депоцентру бассейна.

Синседиментационные бассейны палеозоя характеризуются

овоидными очертаниями, указывающими на их связь с автономно-очаговыми

бассейнообразующими глубинными процессами (рис. 10,11,12, 13,14). При

существенном влиянии на их развитие подвижных систем Палеотетиса

следовало бы ожидать линейности бассейнов данного возраста подобно

периконтинентальным бассейнам современных окраин Африки и других

континентов.

34  

Рис. 9. Схема расположения разрезов (по скважинам) и структурных профилей, использованных при составлении

палеотектонических карт. ( По материалам Алиев и др. 1971; Klett, 2000; Boote, 1998; Hallett, 2002; Sola, Worsley, 2000; Craig, 2006;

Rushdi, 1990; Peterson, 1985; Lüning and Kuss, 2014; Fleischer, el at. 2002; Krasheninnikov el at. 2005; Alsharhan, Nairn 1997; Brew, 2001 и др.).

Линии: геологические профили (голубоватые: приведенные выше профили).

Красные точки: скважины.

35  

1 2 3 4 5

Рис. 10. Схема синседиментационных структур и условия осадконакопления кембрия.

Условные обозначения: 1-2 типы отложения: 1 – морские; 2 – континентальные; 3 – области поднятия и размыва; 4 – изопахиты в м.;

5 – границы между странами.

36  

Рис. 11. Схема синседиментационных структур и условия осадконакопления ордовика.

(Условные обозначения см. на рис 10).

37  

Рис. 12. Схема синседиментационных структур и условия осадконакопления силура.

(Условные обозначения см. на рис 10).

38  

Рис. 13. Схема постседиментационных структур и условия осадконакопления девона.

(Условные обозначения см. на рис 10).

39  

Рис. 14.Схема постседиментационных структур и условия осадконакопления карбона.

(Условные обозначения см. на рис 10).

40  

Как это видно из приведенных палеотектонических схем, развитие

бассейнов палеозоя с кембрия по карбон происходило при уменьшении их

размеров и соответствующем расширении разделявших их поднятий.

Именно последние подверглись наиболее существенным «синварисским»

деформациям, захватившим частично и сопряженные с ними части

бассейнов. Из этого следует, что указанные деформации явились финальной

стадией длительного развития синседиментационной тектонической

структуры палеозойского комплекса. Вполне очевидно, что последнее

предполагает решающее значение в развитии бассейнов палеозоя, глубинных

внутрикратонных процессов.

Согласно имеющимся геолого-геофизическом данным, в области

современной ВСВ на докембрийском фундаменте залегают чехольные

отложения мезозоя и, главным образом, кайнозоя  (Dolson et al. 2001)

(рис.15). В наиболее северных районах Египта, приближенных к этой

впадине, палеозой присутствует с резко сокращенными мощностями

отложений кембрия, ордовика, силура и девона (Boote et al. 1998) (рис. 16).

Все это указывает, во-первых, на существование в палеозое на месте ВСВ

крупного краевого поднятия, отделявшего африканский сегмент северной

окраины Гондваны от подвижных систем Палеотетиса, и, во-вторых, на

накопление в это время осадочных комплексов платформы в пределах

крупного широтного, сужавшегося к востоку, залива древнего океана

Палотетиса. Таким образом, если общее погружение Северной Африки в

палеозое происходило под влиянием «внешних сил», то формирование

структуры платформы и длительное прогибание бассейнов определялось

локальными глубинными «факторами».

41  

Рис. 15. Геологический профиль через Восточно-Средиземноморскую

впадину (Dolson et al., 2001).

42  

Рис. 16. Геологический профиль через Северную пустыню Египта (Boote et

al., 1998). (Расположение профиля С-Д показано на рис. 15).

Следует отметить, что региональное несогласие между силуром и

девоном, выраженное в виде незначительного стратиграфического перерыва

указывает на то, что каледонское «событие» в структуре Палеотетиса оказало

слабое влияние на прогибание бассейнов, что имело большое позитивное

значение для процессов генерации углеводородов.

Для определения тектонической природы бассейнов палеозоя САП

большое значение имеет характер соотношения общей структуры осадочного

чехла платформы с крупными тектоническими неоднородностями и более

частными структурами докембрийского фундамента.

Бассейны Тиндуф и Регган, заложившиеся на более древнем,

эбурнейском фундаменте, закончили развитие в конце палеозоя.

Большинство бассейнов, развивавшиеся на более молодом, панафриканском

фундаменте после «синварисской» фазы регионального поднятия, были

втянуты в общее прогибание в мезозое.

43  

Бассейны Тиндуф и Регган, несмотря на «синварисскую» фазу,

сохранили почти полностью свою синседиментационную структуру, тогда

как эпипанафриканские бассейны, особенно их бортовые части, подверглись

весьма существенной деформации и значительному размыву. Эти различия

свидетельствуют об относительно большей длительности, т.е. повышенной

активности глубинных бассейнообразующих процессов под более молодым,

предкембрийским фундаментом.

Различия в развитии эпиэбурнейских и эпипанафриканских бассейнов

проявились не только в разной длительности их развития, но также в

интенсивности палеозойского прогибания и условиях осадконакопления

перед «синварисским» поднятием региона.

В палеозое изолированные бассейны Тиндуф и Регган прогнулись, по

разным оценкам, от 8,5 км до 10 км (Алиев и др. 1971), тогда как бассейны,

развивавшиеся на позднепротерозойском панафриканском фундаменте

достигли максимальной глубины на глубину, не превышающую (3-4км.)

В эпиэбурнейских бассейнах морское осадконакопление, начавшееся в

кембрии, закончилось в намюре, после чего их внутренние части стали

заполняться континентальными отложениями позднего карбона

(вестфальского и стефанского ярусов). В эпипанафриканских бассейнах в

позднем карбоне прогибание бассейнов палеозоя, как и ранее,

сопровождалось накоплением морских осадков, причем морская

трансгрессия достигла максимума во время накопления отложений

московского яруса.

В Алжире хорошо диагностируется влияние на структуры осадочного

чехла и его осадочных бассейнов отдельных структурных элементов пан-

африканского фундамента. Последний вскрывается на юге страны в нагорье

Хоггара. Здесь в тектонической структуре фундамента выделяются три

44  

крупные меридионально ориентированные зоны, разделенные древними

глубинными разломами. Две крайние, Восточная и Западная так называемые

«синклинорные» зоны сложены метаморфитами нижнего протерозоя и

вулканогенно-осадочными толщами верхнего протерозоя серии Фаруз,

прорванными пан-африканскими син- и постскладчатыми гранитами.

Центральная «антиклинорная» зона образована метаморфитами архея и

нижнего протерозоя, в значительной степени гранулитами (пироксенитовыми

гнейсами и сланцами), а также огромными плутонами синтектонических пан-

африканских гранитов. Эта зона является наиболее приподнятой в

современном рельефе, на её севере расположены центры мелового и

четвертичного вулканизма (рис. 17). Разломы, разделяющие указанные зоны

пан-африканского фундамента, прослеживаются на север, в пределы

осадочного чехла, где фиксируются в отложениях не только палеозоя, более

приближенных к нагорью Хоггар, но и в более удаленных от него

отложениях мезозоя (рис. 3). Кроме того, Центральной зоне фундамента в

области чехла соответствуют поднятия, разделяющие осадочные бассейны.

Показательно, что именно алжирская часть платформы, расположенная к

северу от нагорья Хоггар является наиболее приподнятой в современном

рельефе равнинной Северной Африки.

На территории Ливии в структуре осадочного чехла САП находится

одно из наиболее крупных погребенных субмеридиональных поднятий, на

котором от «синварисского» размыва уцелели лишь отложения ордовика и

кембрия, перекрытые отложениями мезозоя (рис. 3). Это поднятие

протягивается от нагорья Тибести на юге, до  района Сирт на севере. В 

нагорье Тибести, также как и в Хоггаре, вскрывается пан-африканский

45  

1 2 3 4 5 6 Рис. 17. Главные зоны и центры мелового и палиоцен-четвертичного вулканизма в тектонической структуре пан-африканского фундамента нагорья Хоггара. Условные обозначения: 1 – 2 – зоны пан-африканского фундамента: 1 – антиклинорная (Центральная), 2 – синклинорные (Западная и Восточная); 3 – фанерозойский осадочный чехол; 4 – 5 – центры вулканизма: 4 – мелового, 5 – плиоцен-четвертичного; 6 – главные разломы: а – в фундаменте, б – в осадочном чехле.

фундамент, складчатые структуры которого имеют тоже, что

«трансливийское» поднятие субмеридиональное направление. Как в нагорье,

так и в погребенном поднятии расположены центры кайнозойского

вулканизма палеоген - четвертичного в области чехла четвертичного

возраста. Все это свидетельствует, во-первых, о тектоническом в

определенном смысле «фундаментальном», единстве обоих этих

структурных элементов, во- вторых, влиянии структур пан-африканского

фундамента на структурную «дифференциацию» осадочного чехла, в том

46  

числе и обособление осадочных бассейнов палеозоя как во время их

развития, так и при окончательном оформлении в синварисскую фазу

тектогенеза. По всей видимости, мы имеем здесь дело с крупной глубинной

внутрикратонной системой длительного развития, имевшей большое

значение в формировании структуры осадочного чехла платформы.

Упомянутый выше термин «внутрикратонный» в отношении овально-

овоидных платформенных бассейнов палеозоя обозначает формально лишь

расположение тех или иных структур во внутренних частях тектонически

устойчивых территорий. Некоторые зарубежные геологи употребляют его

для всех осадочных бассейнов САП лишь в связи с тем, что они

сформировались на докембрийском (т.е. устойчиво-кратонном) фундаменте

(Boote et al. 1998). Однако, под определение «внутрикратонный» попадают

например и рифты, в том числе и внутригондваниские и внутриафриканские.

Во избежание такой неопределенности данного термина предлагается

использовать термин «ортократонные», предполагающий развитие этих

структур, главным образом, за счет автономных «ресурсов» докембрийской

платформы. Этот термин отражает также то обстоятельство, что бассейны

палеозоя, возможно за исключением бассейна Куфра (Ltining et al. 2000)

стали развиваться без предварительной рифтовой стадии подобно

большинству «интракратонных» и переконтенентальных бассейнам,

прогибание которых связывается с послерифтовыми процессами.

Отложения перми распространены почти исключительно вдоль

Присредиземноморской зоны, в ее материковой и морской частях, где они

образуют несколько бассейнов также овальной формы (рис. 18).

Аналогичного типа одновозрастной бассейн формировался в пределах

сирийской части Аравии. Отложения данного возраста отсутствуют как в

47  

Рис. 18. Схема синседиментационных структур и условия осадконакопления перми.

(Условные обозначения см. на рис 10).

48  

пределах САП, так и в осадочном чехле мегакомплекса ВСВ, которые в

соответствующие время, как и ранее, представляли собой поднятия.

Существенно мелководно-морской характер отложений перми указывает на

то, что бассейны Присредиземноморской зоны были соединены с

сохранившимся во время варисского орогенеза впадинами океана Тетис.

Таким образом, в перми структурно четко обособилась

Присредиземноморская зона, разделявшая ранее область внутрикратонного

прогибания и располагавшееся северное перикратонное (окраинно-

континентальное) поднятие.

По положению и тектоническому значению зона пермских бассейнов

явилась переходной между палеозойской САП и мезозойско-кайнозойского

эпирифтового ВСМ.

В начале мезозоя произошло существенное расширение области

прогибания, которое охватило как современную окраину Африки, так и

область Восточно-Средиземноморской впадины (рис. 19,20,21,22).

Совместно эти области образовали крупный периконтинентальный

мегабассейн «пассивной окраины». Этот мегабассейн был неоднородным и

состоял из трех крупных частей. Наиболее глубокое прогибание как и в

перми испытывала Присредиземноморская зона, о тектонической природе

которой будет сказано ниже.

В пределах САП с начала мезозоя, особенно в юре, по сравнению с

палеозоем, формировались менее хотя и достаточно глубокие бассейны,

характеризовавшиеся расплывчатыми очертаниями. Однако в наиболее

крупных из них проявились элементы овоидных  палеозойских структур.

Сходное по глубине прогибание в триасе, юре, мелу и, отчасти в палеогене

испытывал ВСМ.

49  

Рис 19.Схема синседиментационных структур и условия осадконакопления триаса.

(Условные обозначения см. на рис 10).

50  

Рис. 20. Схема синседиментационных структур и условия осадконакопления юры.

(Условные обозначения см. на рис 10).

51  

Рис. 20. Схема синседиментационных структур и условия осадконакопления мела.

(Условные обозначения см. на рис 10).

52  

Рис. 22. Схема синседиментационных структур и условия осадконакопления палеогена.

(Условные обозначения см. на рис 10).

53  

Хорошим частным примером окраинно-континентального расположения

мезозойских бассейнов САП относительно подвижных систем Мезотетиса

является бассейн триасовой провинции Алжира, расширявшийся и

углублявшийся в сторону Тель-Атласской области альпийской складчатости,

имеющей также формационно-сходный с ним, но более мощный разрез

мезозоя. Это сходство особенно подчеркивается наличием и в обоих

разрезах мощных эвапоритов триаса и ранней юры.

Следует особо отметить, что овоидная форма бассейнов в современной

структуре осадочного мегакомплекса САП указывает на то, что

определяющими для них явились бассейны палеозоя и мезозойское

прогибание не имело в этом отношении существенного значения.

Мезозойские осадочные бассейны Присредиземноморской зоны

отличаются от одновозрастных бассейнов платформы и ВСМ. Рифты

мезозоя с Ливийско-Египетской окраины прослеживаются на восток через

север Синайского полуострова и Западный Левант (Израиль, Ливан,

Палестину) в центральный район Сирии (рис. 23, 24). В двух последних

районах на их месте образовались складчатые структуры соответственно

Антиливана и Пальмирид (Guiraud 1998). Триасовый рифтовый разрез

Пальмирской зоны складчатости сложен песчаниками, черными глинистыми

сланцами, карбонатными и карбонатно-эвапоритовыми отложениями

(Graham 2003; May 1991).

К другому рифтовому типу относятся осадочные бассейны мезозоя,

расположенные в Присредиземноморской зоне, переходной между САП и

начавшем свое развитие в триасе с образования центрального рифта ВСМ.

Наиболее изученным является рифтовый разрез Западного Леванта. На

юге Израиля он сложен речными, дельтовыми и лагунными песками

нижней-средней юры, образованными за счет сноса терригенного материала

54  

с Аравийского щита. Севернее песчаники сменяются глинистыми

угленосными псаммитами, которые в Центральном Израиле переходят в

мелководно-морские отложения  (May 1991). Разрез последних имеет

ритмичное строение. В нем выделены пять пачек-ритмов, разделенные

поверхностями размыва. Каждая пачка начинается песчаниками и (или)

глинистыми сланцами и заканчивается карбонатными отложениями часто с 

эвапоритами. Ритмичный разрез нижней-средней юры перекрывается

глинистыми сланцами и известняками келловея-оксфорда.

Рис. 23 Схема изопахита (с интервалом 1 км) и главных литофаций триаса

Северной Аравии и Восточного Средиземноморья (May, 1991).

Условные обозначения: 1 – грубые кластиты; 2 – преимущественно карбонаты;

3 – эвапориты триаса.

55  

На севере Израиля юра представлена вулканитами основного состава

толщиной до 2500 м, накопившимися в центральной рифтовой депрессии.

Вдоль сопряженных с ней бортовых блоков, развиты барьерные  рифы

келловея-оксфорда. Ране-среднеюрский вулканический рифт Северного

Израиля состоял из горстов и грабенов, выраженных в контрастном рельефе

с перепадами высот до 1000 м (Gardosh 2008; May 1991).

Рис. 24. Схема изопахита (с интервал 1 км) и главных литофаций нижней-

средней юры Северной Аравии и Восточного Средиземноморья. (May, 1991).

Условные обозначения: 1 – вулканиты; 2 – рифы; 3 – карбонаты, эвапориты, глинистые

сланцы; 4 – карбонаты, эвапориты; 5 – спикульные микритовые известняки;

6 – преимущественно карбонаты;- 7 – глинистые сланцы, песчаники, известняки, частично

с углями; 8 – песчаники.

56  

На севере Синайского полуострова и в прилегающей к нему части

Средиземного моря рифтовый комплекс сложен терригенными и

карбонатными отложениями юры и мела большой мощности при

преобладании первых. В Присредиземноморской зоне Западной пустыни

Египта в мощном рифтовом терригенно-карбонатном разрезе суммарной

мощностью до 7 км главное значение имеют отложения мела.

Общепризнанный рифтовым бассейн Сирт Ливии выполнен карбонатными,

в меньшей степени песчано-глинистыми отложениями верхнего мела и

палеогена общей мощностью до 5 км.

Рифтвые бассейны триаса-мелу развивались и на северо-западе

региона, в пределах Атлаской области складчатости. В конце мела-палеогена

они, как и эпирифтовый бассейн Пальмирида в неогене, были

трансформированы в складчатую структуру (Guiraud 1998). Таким образом, в

целом в пределах региона рифтогенез смещался с начала мезозоя до

позднего мела-палеогена от восточных и западных районов к центральному,

Ливийскому району. Следует указать, что рифтогенез раннего мезозоя в

Средиземноморских зонах Северной Африки и Аравии совпал по времени с

рифтовым заложением ВСМ.

После завершения рифтогенеза присредиземноморские зоны Африки и

Аравии стали асинхронно втягиваться в погружение вместе с обширным

ВСМ. Для определения после-рифтового развития этих зон нами по данным

были построены структурные карты (в изопахитах) для отложений мела (рис.

25), палеогена (рис. 26) и неогена (рис. 27), распространенных на

территориях Израиля и Палестины.

Цифровая компьютерная обработка была произведена по данным более

80 глубоких скважин (Fleischer el at. 2002). Сопоставление этих карт

показывает, что если в мелу в зоне западного Леванта формировался быстро

57  

– погружавшийся к западу эпирифтовый склон Аравии, то в палеогене,

особенно в неогене здесь возникло поднятие предшествовавшее инверсии

формированию складчатого сооружения. По режиму развития и характеру

деформации данная зона идентично Пальмеридам, возникшим на

эпирифтовом бассейне. Можно полагать, что инверсии эпирифтовых

бассейнов на востоке и западе региона обусловлены их близостью к

активным неотектоническим структурам. В первом случае рифтам Мертвого

моря – долины Акаба, во втором альпидам Тельской зоны.

Тектоническая идентификация отложений мезозоя-палеогена и неогена

Северной Африки может быть произведена лишь в сочетании со структурой

одновозрастных отложений Восточно-Средиземноморской впадины.

Согласно геолого-геофизическим данным в наиболее глубоководных

частях этой впадины залегают отложения мезозоя-кайнозоя общей мощности

до 14-15 км (Roberts, Peace 2007; Gardosh et al 2008). В нижней части этого

комплекса в отложениях триаса-юры, как считается мелководно-морских,

сейсмическими методами зафиксированные рифтовые структуры (рис. 28).

Выше согласно, но при более широком распространении, залегают

преимущественного глубоководного терригенные морские турбидиты мела и

кайнозоя, среди которых залегают эвапориты миссиния (Netzeband el at. 2006;

Eeia el at. 2013).

Считается, что отложения мезозоя-палеогена ВСВ, накапливались на

пассивной окраине Африки, сопряженной на севере с океаном Мезотетис.

(Garfunkel 2004).

58  

Рис. 25. Структурная карта мелового бассейна Левантийской зоны

(Палестина). (Составлена по материалам Fleischer, el at. 2002).

59  

Рис.26. Структурная карта палеогенового бассейна Левантийской зоны

(Палестина). (Составлена по материалам Fleischer, el at. 2002).

60  

Рис. 27. Структурная карта неогенового прогиба Левантийской зоны

(Палестина). (Составлена по материалам Fleischer, el at. 2002).

61  

Сходство палеорифтовых шельфовых разрезов мезозоя – палеогена

Северной Африки и ВСВ позволяет считать, что в соответствующее время

Северная Африка представляла собой внешнюю область этой окраины.

Преимущественно глубоководные отложения олигоцен-четвертичного

возраста, распространенные в ВСВ и частично заходящие на современную

окраину Африки, накапливались в бассейне, который по тектонической

позиции и времени формирования может быть отнесен к типу передовых

относительно складчатых структур (в первую очередь Кипрско-Критской

дуги) Альпийского пояса(Garfunkel 2004). Его осушение в миоцене привело

к накоплению мощной (до 2000 м) толщи миссинских эвапоритов. Данное

событие произошло синхронно с началом неотектонического поднятия

Афро-Аравии и крупных перестроек в структуре всего региона.

Рис. 28. Сейсмический профиль южной части бассейна Леванта.(Roberts,

Peace, 2007).

62  

Таким образом по тектоническим обстановкам накопления в мезозойско-

кайнозойском осадочном мегакомплексе САП выделяются два комплекса:

мезозойско-палеогеновый, формировавшийся во внутренней области эпи- и

синрифтового предтетисного шельфового склона Африки, и олигоцен –

четвертичного накапливавшегося вдоль южного края Восточно-

Средиземноморского передового прогиба.

Анализ соотношения в разрезах бассейнов разных типов отложений

палеозоя, мезозоя и отчасти кайнозоя (в Присредиземноморской зоне)

позволял выявить одну из важнейших особенностей их развития, имеющую,

по всей видимости, не только региональное, но также и более общее

значение. Речь идет о сбалансированных режимах прогибания между

бассейнами палеозоя и мезозоя – кайнозоя вне зависимости от их

тектонотипов.

Хотя мезозойское прогибание САП кардинально отличалось от

палеозойского оно вместе с тем происходило в зависимости от режима

развития более ранних структур. Из приведенного ранее структурного

профиля (рис. 6) видно, что эпиэбурнейские бассейны Тиндуф, Регган,

характеризовавшиеся в палеозое наиболее быстрым прогибанием

практически прекратили его в «синварисскую» фазу тектогенеза. Это же

относиться к бассейну Абадла, прогнувшемуся в палеозое до 8 км и

оказавшемуся в мезозое большей частью в приподнятом положении (рис. 8).

Бассейны, испытывавшие в палеозое менее активное прогибание в мезозое

осуществляли его в обратно пропорциональной зависимости от

предыдущего.

В таком же режиме относительно палеозойского в мезозое прогибались

и отдельные части наиболее крупных бассейнов. Показательным примером

этому может служить бассейн Гадамес. В мезозое наиболее опущенным

63  

оказался его северо-западный борт сильно редуцированный в палеозое, тогда

как осевая зона бассейна за это же время прогнулась всего лишь на 2,0-2,5

км (рис. 7). Все мелкие (по глубине) и сильно редуцированные

«синварисским» размывом палеозойские бассейны Присредиземноморской

зоны в мезозое и особенно, кайнозое были вовлечены в более крупное

отпускание.

Закономерное сбалансированно-компенсационное изменение режимов

развития бассейнов от палеозоя к мезозою-кайнозою хорошо выражено на

предоставленных гистограммах скоростей их эффективного прогибания

(осадконакопления) (рис. 29-36) и на суммирующей таблице 1.

Бассейн Суммарная

мощность(км)

Мощность

отл.

Палеозоя(км)

Мощность отл.

мезозоя-

каинозоя(км)

Гадамес 6,8 4,3 2,5

Гадамес 7,7 3,5 4,25

Уэд Мия 5,8 1,4 4,4

Тиндуф 8,5 8,5 -

Регган 6,0 6,0 -

Абадла 8 7,2 0,8

Тимимун 5 4,2 0,8

Абу Гарадиг 6,9 1,9 5

Таблица 1. Соотношение мощности отложения в осадочных бассейнах

разного возраста.

64  

Рис 29 Гистограмма изменения скорости прогибания Рис 30 Гистограмма изменения скорости прогибания

бассейна Тиндуф. бассейна Регган.

C

D

S

O

€

44,85049834

38,73239437

39,71119134

15,69506726

27,93296089

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

4500

5000

5500

6000

6500

7000

7500

8000

8500

01020304050

Мощ

ность, м

Скорость седиментации, м/млн.л.

Бассейн Тиндуф

Размывы и перерывы

C

D

S

O

€

44,85049834

22,35915493

27,07581227

5,156950673

20,8566108

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

4500

5000

5500

6000

6500

01020304050Мощ

ность, мСкорость седиментации, м/млн.л.

Бассейн Регган Скв. KAHP.101

Размывы и перерывы

65  

Рис. 31 Гистограмма изменения скорости прогибания Рис. 32Гистограмма изменения скорости прогибания

бассейна Гадамес (центральная часть). бассейна Гадамес (восточный борт).

Kz

K

J

T

D

S

O

5,1

18,5

17,7

28,8

22,1

20,4

17,5

16,2

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

4500

5000

5500

6000

6500

7000

7500

8000

05101520253035

Мощ

ность, м

Скорость седиментации, м/млн.л.

Бассейн Гадамесс

Размывы и перерывы

Kz

K

J

T

C

D

SO

3,076923077

14,03726708

18,48428835

2,140077821

22,09302326

19,8943662

17,50902527

6,726457399

7,076350093

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

4500

5000

5500

6000

6500

0510152025

Мощ

ность, м

Скорость седиментации, м/млн.л.

Бассейн ГадамессСкв.HAD.1

Размывы и перерывы

66  

Рис 33 Гистограмма изменения скорости прогибания Рис. 34Гистограмма изменения скорости прогибания

бассейна Куфра. бассейна Мурзук.

K

PC

D

S

O

€

J

T

7,453416149

3,696857671

8,443579767

2,2916666671,162790698

11,00352113

9,927797834

6,7

16,8

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

05101520

Мощ

ность, м

Скорость седиментации, м/млн.л.

Бассейн КуфраСкв.A1.NC43

Размывы и перерывы

K

J

T

P

C

DSO

€

7,453416149

9,242144177

7,782101167

12,5

13,87043189

3,169014085

7,220216606

4,484304933

5,2141527

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

051015

Мощ

ность, мСкорость седиментации, м/млн.л.

Бассейн Мурзук Скв.B1.NC58

Размывы и перерывы

67  

Рис. 35Гистограмма изменения скорости прогибания Рис. 36Гистограмма изменения скорости прогибания

бассейна Киренайка. бассейна Абу Гарадиг.

N

P

K

D

S

O

€

13

27,7

10,9

7

14,4

5,6

8,4

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

4500

051015202530

Мощ

ность, м

Скорость седиментации, м/млн.л.

КиренайкаСКВ. 6.3

Размывы и перерывы

N

P

K

J

O

€

47,8

20,3

32,5

20,3

5,4

9,3

0

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

4500

5000

5500

6000

6500

7000

0102030405060Мощ

ность, мСкорость седиментации, м/млн.л.

Абу ГарадигСКВ. 7.4

Размывы и перерывы

68  

Крайне важным является также то обстоятельство, что максимальное

суммарное прогибание бассейнов платформы оказалось преимущественно в

диапазоне 6-8км. Все эти факты свидетельствует о существовании неких

«единных» глубинных механизмов, контролировавших развитии бассейнов

разных тектонотипов. На САП такие механизмы продолжали действовать в

течении палеозоя, мезозоя и кайнозоя несмотря на фундаментальную

«синварийскую» перестройку в её развитии. Последнее, в частности,

является дополнительным свидетельством, определяющего значения в

развитии платформы автономных глубинных процессов, не зависевших

большей частью от событий в подвижных тетиных системах.

Из приведенных гистограмм видно, что, большинство бассейнов

палеозоя ускоряли свое прогибание от кембрия к карбону, после чего или

закончили или прервали его в «синврисскую» фазу.

Эволюционное уменьшение размеров палеозойских бассейнов и

увеличение роли межбассейновых поднятий указывают на постепенную

«синседиментационную» подготовку платформы к «варисским» событиям.

Это обстоятельство также может рассматриваться как свидетельство

независимости формирования палеозойской структуры платформы от

«внешних факторов». В определение таковых большое значение имеет

одновременность завершения формирования структур палеозойского

мегакомплекса САП и образования систем ранних (С3-Т) внутригондванских

рифтов Восточной, Южной и Западной Африки. Последнее позволяет

считать, что ускорившееся прогибание бассейнов палеозоя было прервано

«силами», вызвавшими общее резкое возвышение древнего материка.

69  

выводы к главе 2

1) Безрифтовые бассейны палеозоя развивались при устойчивом

сохранении овоидной формы, сокращении размеров, увеличении

скорости прогибания и по всем характеристикам могут быть отнесены

к типу ортократонных (т.е. развивавшихся за счет автономных

глубинных процессов).

2) Бассейны мезозоя-палеогена имеют син- и эпирифтовую природу и

были тесно связаны в своем развитии с Восточно-Средиземноморским

эпирифтовым мегабассейном.

3) Развитие бассейнов платформы в течение фанерозоя происходило в

режиме компенсационно-детерминированного прогибания.

70  

Глава 3: МОДЕЛИ РАЗВИТИЯ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ И

СТЕПЕНЬ ИХ КОРРЕЛЯЦИИ С РЕГИОНАЛЬНЫМИ

ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИМИ ДАННЫМИ

Согласно существующим представлениям образование осадочных

бассейнов тектонически стабильных областей материков (платформ,

кратонов) связано с прогибанием земной коры или в целом литосферы в

результате утяжеления глубинных масс при их эклогитизации. Однако в

отношении глубин и механизмов таких преобразований, мнения

исследователей расходятся. Имеются несколько моделей развития

синседиментационных эпикратонных бассейнов платформенного типа. По

одним из них прогибание материков и их окраин происходит в результате

эклогитизации пород нижней коры под воздействием высокотемпературных

флюидов (Артюшков 2010) или погружении коры ниже границы Мохо

(т.е. ее вхождении в области высоких РТ условий мантии) при ее изгибании

под воздействием стрессовых напряжений (Semprich et al. 2010) (рис. 37). По

другой модели прогибание литосферы происходило при охлаждении и

эклогитизации базальтов, выплавившихся из рифтообразующих

астеносферных плюмов (Ismail-Zadeh et al. 1994) (рис. 38). По четвертой

модели, имеющий непосредственное отношение к Северной Африке,

развитие бассейнов палеозоя в этом регионе осуществилось при охлаждении

и уплотнении верхней мантии под дифференцированно остывавший

«ювенильной» пан-африканский корой (Holt et al. 2010). *

* Выделены два типа пан-африканской коры: «ювенильная», сложенная в значительной

мере или преимущественно зелено-каменно-измененными вулканогенными комплексами

позднего рифея, и «преобразованная», сложенная, исключительно или главным образом

глубоко метаморфизованными породами архея и (см. продолжение на стр. 71)

71  

Таким образом, можно разделить указанные модели на две группы. По

двум первым из них образование эпикратонных бассейнов происходило

Рис. 37. Модель погружения бассейнов, основанная на начальной стадии

сжатия нижней коры (Semprich et al. 2010).

Условные обозначения:1- осадки; 2- верхняя кора; 3- нижняя кора; 4- верхняя мантия;

5- эклогиты

в результате избирательной эклогитизации (т.е. увеличении плотностных

свойств) нижней коры при повешении РТ условий. По двум другим моделям

главным процессом бассейнообразования являлась дифференцированная

денсификация пород мантии и литосферы в целом при их охлаждении.

Согласно модели Е. А. Артюшкова синседиментационное прогибание 

материковой коры происходит в следствие эклогитизации и утяжеления

раннего протерозоя, тектонически переработанными и изотопно «омоложенными» в

самом конце протерозоя.

1                    2                    3                    4                    5

72  

Рис. 38. Модель после рифтовой эволюции интерконтинентальных систем

литосфера- астеносфер (Ismail-Zadeh et al. 1994).

Условные обозначения: a) рифтовая стадия, формирование астеносферного выступа и

фильтрация магматического расплава.; b) накопление расплава в верхней части выступа и

образование магматической линзы; c) вариант полного опустошения (опорожнения)

магматической линзы и прорыва к поверхности ее содержания, что сопровождается

интенсивной вулканической активностью, внедрением и кристаллизацией магматического

расплава в нижней части коры; d) вариант фазового перехода неопорожненной

магматической линзы в эклогитовое тело с последующим его погружением и

образованием глубокого осадочного бассейна; е) вариант частичного опорожнения

магматической линзы и фазового перехода оставшейся части в эклогит. Это

сопровождается  умеренной вулканической активностью, относительно слабым

прогибанием коры и (см. продолжение на стр. 73)

73  

ее нижнего гранулитового слоя под воздействием на него горячих флюидов,

т.е. при повышенном температурном состоянии недр. Однако данные

сейсмотомографии и закономерности эпиконтенентального магматизма

привели многих исследователей к выводу, что повешение температур в

глубинных областях афро-аравии связано с суперплюмом, обусловившим

неотектоническое поднятие всего региона (King, Anderson 1995; Ebinger,

Sleep 1998; Kendall et. al. 2006). В соответствии с этой идей прогибание в

палеозое всей САП и ее главных структур синседиментационных бассейнов

должно было происходить в условиях охлаждающейся литосферы, что

согласуется с наиболее распространенной точкой зрения о механизмах

бассейнообразования (Нolt et al. 2010 и др.). К этому можно добавить, что

модель Е. А. Артюшкова была недавно подвергнута критике по причине ее

несоответствия результатам петрологических расчетов (Добрецов,

Полянский 2010).

Не может быть принята для главных нефтегазовых безрифтовых

эпипанафриканских бассейнов палеозоя модель Ismail-Zadeet. al (1994),

поскольку она рассматривает развитие именно эпирифтовых бассейнов.

Вместе с тем ее главное положение об остывающем астенолите использовано

нами при обосновании модели формирования эпиэбурнейских бассейнов

этого возраста.

_________________________________________________________________________

образованием неглубокого осадочного бассейна. 1) Осадки, 2) Верхняя, хрупкая и жесткая

часть континентальной коры, 3) Нижняя, пластичная часть коры, 4) Частично

расплавленное вещество, 5) Астеносфера, 6) Расплав в магматической линзе, 7) Эклогит,

8) Направление погружения эклогитовой линзы, 9) Магматическая активность на

поверхности и в нижней части коры, 10) Литосферная мантия.

74  

Образование овальной формы и указанные выше закономерности

развития бассейнов платформы, прежде всего палеозоя, не могут быть

объяснены моделью, предусматривающей прогибание земной коры при ее

горизонтальном сжатии (Semprich et al. 2010). При таком механизме могли

образоваться не овальные, а линейные структуры, а режимы их

формирования должны были бы характеризоваться большим, чем это

установлено, единообразием. В палеозое Северная Африка представляла

собой «пассивную» материковую окраину, на которой, по аналогии с

современными окраинами этого типа, не должны были проявляется

крупномасштабные стрессовые деформации.

Наиболее предпочтительной по корреляции с конкретными геолого-

геофизическими данными является модель, имеющая отношение

непосредственно к бассейнам палеозоя (Holt et al. 2010). В ее основе лежит

предположение, что развитие этих бассейнов определялось опусканием

охлаждавшихся и уплотнявшихся комплексов литосферы, в первую очередь

аномально разогретой «ювенильной» пан-африканской коры. Возражение

вызывает представление о «ювенильном» типе последней, т.е. ее

формировании преимущественно из новообразованных вулканических

комплексов позднего рифея-венда. Следующие факты и аргументы дают

основание считать, что платформа имеет в фундаменте пан-африканскую

кору не «ювенильного», а «преобразованного» типа. Как будет видно из

дальнейшего, этот аспект региональной геологии имеет принципиальное

значение для альтернативной модели возникновения палеозойских

бассейнов.

1) Непосредственно к югу от САП на территориях Алжира, ЦАР и Судана

распространены почти исключительно глубоко метаморфизованные

75  

породы раннего докембрия с изотопами датировками конца позднего

протерозоя. Это указывает на погружение под осадочный чехол

большей части платформы именно комплексов пан-африканской коры

«преобразованного» типа.

2) Главные области пан-африканской «ювенильной» коры такие как

Арабийско-Нубийский щит и Дамарский пояс Юго-Западной Африки в

течение всего фанерозоя испытывали устойчивое поднятие.

3) Показано, что пассивные окраины современных континентов в том

числе и Африки сформировались при прогибании комплексов глубоко

метаморфизованных пород «преобразованной» коры (Долгинов 1985).

Поскольку САП представляла собой в палеозое пассивную окраину

Гондваны, есть все основания считать аналогичным и ее

кристаллическое основание.

4) Вулканические породы молодой «ювенильной» пан-африканской коры

образуют зелено-каменные пояса. Из них ближайшие к САП находятся

на западе нагорья Хоггар и имеют здесь, как и вся пан-африканская

тектоническая структура района, меридиональное направление. При

охлаждении, связанных с ним денсификации и погружении комплексов

таких поясов должны были бы возникать бассейны соответствующей,

т.е. линейной, а не овальной формы.

5) Вулканические породы пан-африканских «зелено-каменных» поясов

характеризуются повешенной плотностью (≤ 3000 кг/м³) относительно

пород кислого состава, что отражено в аномалиях полей силы тяжести.

Однако, гравиметрическими измерениями под осадочным чехлом САП

полосовые зоны пород повышенной плотности, которые могли бы

соответствовать зелено-каменным поясам, не зафиксированы.

76  

Таким образом, применительно к бассейнам палеозоя САП

предложенные ранее модели бассейнообразования полностью или

частично не согласуются с особенностями региональной тектоники, или с

более конкретными геолого-геофизическими данными. Это обстоятельство

вызвало необходимость разработки для бассейнов этого возраста

альтернативных моделей развития, в которых, как главного в их

конструкции, должно быть дано обоснование механизмов формирования

овальных форм длительного синседиментационного прогибания.

Первый шаг в обосновании такой модели заключается в определении

глубинности тех процессов, которые привели к формированию структуры

САП и ее палеозойских бассейнов. Для этой цели был построен

региональный структурно-гравиметрический профиль (рис. 39 и 40),

Рис. 39. Расположение структурно-гравиметрического профиля через

Северную Африку. (Условия обозначения см. рис 5).

77  

1 2 3 4

Рис. 40. Структурно-гравиметрический профиль через Северную Африку.

(составил Замиль М. с использованием гравиметрической карты Африки масштаба 1:5000000 " ВНИИЗАРУБЕЖГЕОЛОГИЯ" 1989г). Условные обозначения: 1-2 – комплексы осадочного чехла: 1 – мезозойско-кайнозойский; 2 – палеозойский; 3 – 4 – предполагаемые (частично подтвержденные бурением) комплексы докембрийского фундамента; 3 – низкоплотностные гранито-метоморфические: а – архейско-раннепротерозойские (эбурнейские), б – позднепротерозойские (пан-африканские); 4 – высокоплотностные гранулитовые (пан-африканские); ВСВ- Восточно-Средиземноморская впадина; ПИ– Палестина-Израиль; РММ – Рифтоваязона Мертвого моря.

Тиндуф Тимимун Гадамес Сирт ВСВ РММ

0 500 км

Марокко Алжир Ливия Египет ПИ Сирия

A Б

78  

который позволил установить закономерности распределения

разноплотностных коровых масс. На этом профиле в осадочном чехле

платформы показаны два главных осадочных комплекса: палеозойский и

мезозойско - кайнозойский. Данный профиль демонстрирует следующие

соотношения структур платформы и изменений значений поля силы

тяжести:

1) Устанавливается четкая корреляция структур палеозойско-

мезозойского осадочного чехла и значений гравитационного поля.

Бассейны САП, разрезы которых сложены исключительно или

преимущественно отложениями палеозоя, расположены в

отрицательной области этого поля. Бассейны Присредиземноморской

зоны, разрезы которых почти полностью состоят из отложений

мезозоя-кайнозоя, находятся в области низких положительных

значений поля силы тяжести. Некоторым из этих бассейнов (Абу-

Гарадиг, Сирт), в которых заметную роль играют отложения палеозоя,

соответствуют значения гравитационного поля равные или близкие

нулевым. Осадочный мегакомплекс ВСВ сложен исключительно

отложениями мезозоя-кайнозоя мощностью до 14 км, характеризуется

полем силы тяжести в тех же аномалиях Буге положительными

значениями.

2) Устанавливается четко выраженное подобие кривой изменения

значений поля силы тяжести со структурами платформы и, в первую

очередь бассейнов палеозоя. Это относится к бассейнам палеозоя,

расположенным как на предкембрийском так и на

раннепротерозойском фундаментах, что диктует необходимость

обоснования для них разных моделей образования. Более того

79  

указанное соотношение хорошо выражено для бассейнов Тиндуф и

Тимимун, с депоцентрами которых совпадают аномалии

минимальных значений -75-80 мгал.

Конформное соотношение со структурой гравитационного поля,

аналогичное выявленному для Северной Африки установлено для

палеозойских бассейнов Сирии, а также диагностированного под

отложениями мезозоя в прибрежном районе Палестины-Израиля (рис. 41).

Согласно проведённым расчетам гравианомалии в этом районе зоны

Западного Леванта определяются сочетанием низкоплотностных осадочных

комплексов и кристаллической коры (Rybakov et al. 1999).

Приведенный профиль показывает, что отрицательное

гравиметрическое поле платформы обеспечивается низкоплотностными

комплексами верхней коры: мощностью ее осадочного слоя и породами

гранитного и близкого им по составу рядов. В отличие от этого

положительное поле силы тяжести Присредиземноморской переходной зоны

и ВСВ определяется исключительно высокоплотностными (гранулитовыми)

комплексами нижней коры.

Согласно сейсмическим данным, расчетам по результатам измерений

силы тяжести и магнитных съемок, земная кора Северной Африки имеет

примерно равную мощность в 38-40 км по широте (рис. 42). Последнее в

совокупности с отраженными на представленном профиле

закономерностями, латерального изменения суммарных плотностных свойств

верхней коры указывает на главное значение в распределении сил тяжести

осадочных (т.е. в известном смысле «поверхностных») комплексов, и во-

вторых на «исчезновение» масс нижней коры в объемах, равных объемам

80  

накопившихся осадков (под депоцентрам бассейнами до 6-8 км).

«Исчезновение» нижнекоровых масс могло происходить при увеличении

Рис. 41. Структурная карта изопахит палеозоя (А) схематический разрез

Израиля-Палестины и его отражение в гравитационном поле (Б). (Rybakov et

al. 1999).

81  

Рис. 42 Карта глубины залегания границ Мохо. (Globig, 2014).

их плотности и приобретении свойств мантийных пород. Таким образом, мы

приходим к выводу, что процессы главного палеозойского

бассейнообразования на САП происходили на нижнекоровом уровне.

Как это видно на приведенном профиле, бассейны палеозоя хотя и

заложились на резко отличных по возрасту фундаментах (предкембрийском

и раннепротерозойском), но вместе с тем характеризуются принципиально

идентичными структурно-гравиметрическими характеристиками. Это

обстоятельство свидетельствует о сходстве процессов плотностных

бассейнообразующих преобразований коры вне зависимости от времени ее

консолидации, а значит, и теплового состояния. Такие процессы могли

зарождаться при остывании разгоряченной перед кембрием

«преобразованной» пан-африканской коры. Денсификация холодной

эбурнейской коры, уже в позднем протерозое перекрытой осадочным

82  

чехлом, должна была быть индуцирована процессами, происходившими на

более глубоких, мантийных уровнях. В соответствии с этим ниже

рассматриваются «коровая» и «мантийная» модели образования

соответственно эпипанафриканских и иэпиэбурнеских палеозойских

бассейнов Северной Африки.

Для моделей развития бассейнов первой группы большое значение

должны иметь структурные макро-неоднородности «преобразованной» пан-

африканской коры, которые могли иметь значение для её рассредоточено-

очагового прогибания. В этом отношении большой интерес представляет

Восточная Африка где комплексы такой коры вскрываются на обширных

пространствах. Наиболее детально комплексы глубоко метаморфизованных

пород с пан-африканскими датировками вскрываются в восточном районе

Танзании, принадлежащем центральному сегменту Мозамбикского пояса

позднепротерозойской складчатости. Пан-африканская структура этой части

пояса определяется серией куполов в ядрах, в которых среди гнейсов

амфиболитовой фации вскрываются гранулиты (Hanzenbergeretal., 2004) (рис.

43). В обобщенном виде гнейсовые купола образуют крупное овоидной

формы «поле», которое при желании, может быть подразделено на 2-3 части

сходной формы.

Для этих пород получены многочисленные К/Аr и Rb/Sr датировки в

диапазоне 600-400 млн.лет, которые отражают время закрытия изотопных

систем ранее разогретых минеральных ассоциаций. Показано, что

составленные на основе этих датировок изохроны образуют также как и

гнейсовые купола и их ассоциации овоиды (Долгинов и др., 1985), что

83  

Рис. 43. Пан-африканская структура Танзанийско-Кенийского сегмента

Мозамбикского пояса (Hanzenberger et al., 2004).

Условные обозначения: 1- Вулканические породы (кайнозой); 2- Осадочный чехол

(мезозой-кайнозой); 3-породы амфиболитовой фации и гранитолиты Мозамбикского

пояса; 4-гранулиты Мозамбикского пояса; 5- породы раннего протерозоя Усогарско-

Убендийского пояса; 6- архейский Танзаниййский кратон.

84  

является свидетельством сохранения этими структурами

индивидуальности во время остывания коры (рис. 44).

Рис. 44. Расположение изохрон в «преобразованной» пан-африканском

фундаменте Восточной Танзании (Долгинов, и др. 1978).

Условные обозначения: 1-«преобразованный» пан-африканский фундамент; 2-

архейский Танзанийский кратон; 3- изохроны; 4- озера.

Временной диапазон 600-400 млн.лет., на который приходился период

остывания купольной структуры «преобразованной» коры в Восточной

Танзании, охватывает венд и ранний палеозой, т.е. в значительной степени и

время формирования бассейнов палеозоя Северной Африки.

85  

Таким образом, устанавливаются:

1) сходство морфологии рассмотренных пан-африканских структур,

включая очаговый характер их охлаждения, и бассейнов палеозоя

Северной Африки;

2) значительное временное «перекрытие» процесса охлаждения

«купольного поля» пан-африканской коры и формирования

палеозойских бассейнов.

Оба этих обстоятельства указывают на высокую вероятность

возникновения бассейнов палеозоя вследствие ускоренного прогибания

охлаждавшихся овоидных гнейсовых структур пан-африканской коры.

Очаговые прогибания пан-африканской коры, начавшиеся в самом конце

позднего протерозоя в следствие ее избирательного охлаждения и

уплотнения должны были привести к переходу ее комплексов через границы

М и К и их еще большей денсификациии, т.е. к тому процессу, который

обеспечил утонение «исчезновение» этой коры, о чем шла речь выше. После

раннего палеозоя именно эти коровые массы повешенной плотности могли

обеспечить последующее прогибание коры и развитие бассейнов.

Увеличение со временем объемов этих масс могло вызвать ускорение

прогибания коры и накопления в бассейнах палеозоя осадков от кембрия к

карбону.

Показано что денсификация пород коры сопровождается образованием

флюидно-гидротермальных потоков (Mckenzie, Nimmo, 2000) (рис. 45). В

нашем случае они могли способствовать формированию межбассейновых

поднятий и повышенной деформации на них отложений палеозоя во время

регионального «синварисского» поднятия. Приведенные факты и аргументы

86  

легли в основу модели возникновения и развития эпипанафриканских

бассейнов палеозоя САП.

1 2 3 4

Рис. 45. Модель развития эпипанафриканских осадочных бассейнов палеозоя Северо-Африканской платформы.

Условия обозначения: 1- условные изотермы; 2- зоны денсифицированных комплексов нижней и верхней коры; 3 - отложения палеозоя; 4- флюидно-гидротермальные потоки из денсифицированных коровых комплексов.А- стадии купольных поднятий докембрийской коры, Б –стадии охлаждения коры максимального в районах купольных поднятий;

87  

Два обстоятельства имеют важное значение для обсуждаемого вопроса.

1) овоидные, но «изотопно» менее изученные чем в Восточной

Танзании структуры характерны для "преобразованной" пан-

африканской коры также в Мозамбике, Малави (рис. 46). Их элементы

просматриваются в пан-африканской структуре нагорья Хоггар,

расположенного к югу от САП. В центральной, т.н.

"антиклинорной"зоне, этой структуры гнейсы в амфиболитовой и

гранулитовой фации серии Суггарии образуют ядро крупной

кольцевой структуры, обрамляемой синтектоническими гранитами

конца позднего протерозоя.(рис. 47)

Рис. 46. Структурные макроформы "преобразованной" пан-

африканской коры южной части Мозамбикского пояса (Долгинов

1992).

Условные обозначения:1- амфиболитовой фации и гранитоиды; 2- гнейсы

гранулитовой фации(а) и габроиды(б); 3- лиолиты; 4- структурные направления

гнейсов и магматито-гнейсов; 5- послескладчатые щелочные граниты позднего

протерозоя; 6- карбонатиты (мел).

88  

1 2 3 4

Рис. 47. Фрагмент пан-африканской структуры нагорья Хоггар (Долгинов

1998). (По Int. Geol. map UNESCO. 1998).

Условные обозначения: 1- гнейсы и сланцы нижнего и верхнего протерозоя;

2- гранулиты; 3- синтектонические граниты позднего протерозоя; 4- послескладчатые

граниты Таурирт (венд).

2) значительное количество изотопных датировок в интервале 600-400

млн. лет получены для комплексов "преобразованной" пан-

африканской коры и в других районах Африки в связи с чем

некоторые зарубежные геологи оценивают "пан-африканской эпизод"

как позднепротерозойско-раннепалеозойский. К этой группы геологов

принадлежал В. И. Козыренко, работавший в Сомали и развивавший

представление о калидонском возрасте пан-африканского фундамента.

89  

В частности эта точка зрения нашла отражение на карте «Geology and

major ore deposits of Africa», изданной французской компанией BRGM в

2004г, на которой в пан-африканском фундаменте в частности на поднятиях

Хоггара, Тибести и Восточной пустыни Египта выделены комплексы конца

позднего протерозоя-кембрия « Neoproterozoic to Cambrian plutonic (Older

granites) and volcanopluplutonic» (Milesi et al. 2004).

Оба этих обстоятельства указывают на то, что восточно-танзанийская

овоидная структура и ее палеозойское охлаждение не являются случайными

и имеют региональный характер, что придает представленной модели

высокую степень «достоверности».

Принципиально наша модель имеет сходство с моделью остывающей

«ювенильной» пан-африканской коры (Holt et al. 2010). Однако в отличие от

последней в ней по указанным выше причинам рассматривается влияние на

бассейнообразующие процессы структур не «ювенильной», а

«преобразованной» коры того же возраста, формировавшейся в иных

термодинамических условиях. Главное, что объединяет эти модели, и что

может иметь более широкое, чем региональное значение, это заложенный в

их основу механизм участия в процессах бассейнообразования структурных

неоднородности коры.

Овоидные пан-африканские структуры в указанных районах Восточной

Африки отличаются от восточнотанзанийских структур, однако это не

противоречит представленной модели, а лишь расширяет ее.

Так, при «мозамбикском типе» овоидной коровой структуры в

соответствующем ей варианте нашей модели главное значение для

образования бассейнов палеозоя должно было иметь охлаждение ее

90  

внутренней области, сложенной среднекоровыми метаморфитами

амфиболитовой фации, тогда как обрамляющие эту область зоны гранулитов

и габброидов, возможно сохранявшие повышенную разогретость, должны

были определять расположение межбассейновых поднятий. Однако,

относительно слабая изотопно-возрастная датировка пород этих комплексов

не позволяет дать надежную интерпретацию соотношения режимов

охлаждения этих элементов овоидной структуры и их роли в развитии

бассейнов.

Указанные области овоидных структур «преобразованной» пан-

африканской коры вступают в щитовых поднятиях и находятся в таком

положении в течение всего фанерозоя. Это обстоятельство указывает на то,

что их охлаждение могло вызвать прогибание при дополнительных

условиях. Таковые были созданы на севере Африки, являвшейся в палеозое

«пассивной» окраиной Гондваны и подвергавшейся охлаждению со стороны

океана Палеотетис.

Как уже отмечалось, древняя остывшая еще перед поздним протерозоем,

эбурнейская кора могла начать палеозойское прогибание лишь за счет

мантийных процессов. Свидетельством проявления таковых являются

вулканиты венда (риолиты, базальты) серии Варзазат, залегающие в

основании осадочного чехла под отложениями кембрия на поднятиях Анти-

Атласа, Угарта. Кислые слабодеформированные вулканиты кембрия залегают

под палеозоем на востоке Регибатского щита. Вулканиты залегают с резко

выраженным угловым несогласием на складчатых породах раннего

докембрия, относятся к типу «эпикратонных» и указывают на проявление

предкембрийского мантийного магматизма, с которым могло быть связано

формирование глубинных магматических резервуаров. Остывание последних

91  

по модели Ismail-Zadeh et al. 1994 могло приводить к прогибанию

литосферы (мантии и коры) и формированию осадочных бассейнов

палеозоя. При такой модели ускоренное развитие этих бассейнов могло

явиться следствием суммированного гравитационного эффекта

охлаждавшихся предкембрийских глубинных мантийных магматических

резервуаров и древней литосферы большой мощности. Именно такие

особенности фиксируются для «эбурнейской» области литосферы в

настоящей время.

О вероятном режиме до палеозойского развития области современной

ВСВ и сопряженной к ней материковой зоны можно судить по следующим

данным и сопоставлениям.

Для глубоководных депрессий этой впадины свойственна

высокоплотностная (Vр 6.4-6.8 км/с), утонённая континентальная

кристаллическая кора (до 10 км) т.н. «переходного» типа, в которой

заложились рифты триаса-ранней юры. Местами мощность коры возрастает и

в ней фиксируются реликты верхней, как считается гранитно-

метаморфический коры со скоростью 6,0-6,2 км/с (Netzeband el at. 2006).

Комплексное геолого-геофизическое изучение одного из прибрежных

районов Израиля (части зоны Западного Леванта) выявило очень быстрое, на

расстоянии нескольких десятков километров изменение структуры и

плотностных свойств кристаллической коры от Аравийского щита к

Средиземному морю от двуслойной при мощности 36-40 км (нормальной

континентальной) к высокоплотностной однослойной переходного (по

авторам «псевдоокеанического») типа (Rybakov 1999). Это сопровождается

изменениями значений гравитационного поля от – 17 мгал. до +46 мгал. Как

92  

было показано выше, в соответствии с данными гравиметрии сходный, но

более постепенный коровый переход существует между платформенной

Северной Африкой и ВСВ. Эти латеральные изменения коры обусловлены

различиями до мезозойского развития Афро-Аравии и области ВСВ.

Отсутствие в пределах последнего гранитно-метаморфического слоя

материковой коры, явилось результатом его эрозии во время поднятия этой

области в течении или в конце палеозоя.

Как ранее отмечено, поднятие крупных территорий Афро-Аравии

большинством исследователей этого региона связывается с суперплюмами

(Hartly, Allen 1994). Это позволяет полагать, что поднятие в палеозое

области, располагавшейся к северу от Африки, также было обусловлено

длительным апвеленгом разгоряченных глубинных масс. Последнее должны

были препятствовать функционированию механизмов "охлаждения" недр и

образованию бассейнов палеозоя. С другой стороны охлаждение этих масс

могло обеспечить охлаждение и опускание литосферы и образование в

мезозое-кайнозое глубокого (до 14 км) осадочного мегабассейна.

Если по большинству представленных ранее и обосновываемым в работе

альтернативным моделям прогибание литосферы и образование осадочных

бассейнов происходит на фоне регионального охлаждения избирательной и

денсификации коровых или мантийных комплексов, то прекращение этих

процессов следует связывать с региональным разогревом недр также в

результате поднятия суперплюмов (Ebinger, Sleeb 1988; Hartly, Allen 1994;

Behna et al. 2004; Priestley et al. 2008).

Таким образом, приходим к выводу, что развитие осадочных бассейнов,

в первую очередь главных палеозойских Северной Африки определялось

93  

временными соотношениями процессов уплотнения (при охлаждении) и

разуплотнения (при разогреве) комплексов литосферы. В соответствии с

последним тезисом резкое сокращении в карбоне размеров бассейнов

палеозоя Северной Африки можно рассматривать как проявлении ранних

признаков «синварисского» разогревания недр Африки над начавшим

подъем суперплюмом. Важно отметить, что именно в этом время на

сравнительно небольших глубинах произошла наиболее крупная диссипация

углеводородов из главных в регионе НМО силура.

Если процессы палеозойского бассейнообразования на САП протекали

на корово-мантийном уровне, то формирование бассейнов мезозоя

платформы и мезозоя-кайнозоя ВСМ и переходной зоны между ними

определялось сугубо мантийными процессами, предусмотренными моделью

(Ismail-Zade et. al. 1994). С последним согласуются:

1) доказанное существование в мегабассейне и переходной

Присредиземноморской зоне рифтов триаса, юры и мела-палеогена.

2) наличие в разрезах ранних рифтов базальтов.

3) охлажденное состояние литосферы (Priestley et al. 2008) и пониженные

тепловые потоки (рис. 48).

Отметим, что два последних обстоятельства явились причиной большой

глубины генерации в этих бассейнах углеводородов.

Развитие бассейнов мезозоя на САП вероятно было связано с

охлаждением ее недр, отчасти со стороны рифтовых областей и отчасти со

стороны океана Мезотетис.

94  

Рис. 48. Температура верхней мантии Африки (на глубине 180 км) (Priestley

et al., 2008).

Расчеты соотношения мощности отложений и времени их накопления в

бассейне Дельты Нила (рис. 49),(элемента ВСМ) показали увеличения

скорости его прогибания с позднего мела до плио-плейстоцена с 21 м/млн.л.

до 552 м/млн.лет. Это может быть интерпретировано как результат

увеличения здесь объёмов охлаждающихся корово-мантийных масс.

Значительные глубины моря в ВСВ, достигающие 2,5 - 3,0 км, указывают на

то, что этот процесс находится в прогрессирующей стадии до настоящего

времени.

95  

Рис. 49. Стратиграфический разрез бассейна Дельта Нила. (Составлен по

материалам Sestini 1995).

Собранные данные измерения тепловых потоков, полученные главным

образом по нефтегазовым скважинам, позволили построить схему

регионального теплового поля (рис. 50). Из этой схемы видно, что значения

теплового потока уменьшаются в пан-африканской части платформы с

запада на восток (от Алжира к Египту) и, особенно, в сторону ВСВ. Эта

закономерность хорошо согласуется с измерениями теплового состояния

мантии (рис. 48). Обнаруживается высокая степень коррелятивности

теплового поля с другими геофизическими характеристиками, структурно-

геологическими особенностями САП и впадины внутреннего моря. А

552.5

547,4

P329,8

113.0

21.0

0

1000

2000

3000

4000

5000

6000

7000

8000

0100200300400500600

Мощ

ность, м

Скорость седиментации, м/млн.л.

Бассейн Дельта Нила

K‐P2

N1

N2

Q1‐2

96  

именно, изменяются значения поля силы тяжести от отрицательных к

положительным, отражающие переход от двуслойной к однослойной

высокоплотностной коре, уменьшаются мощности отложений палеозоя

вплоть до их полного исчезновения, увеличивается суммарная мощность

отложений мезозоя-кайнозоя.

Рис. 50. Распределение теплового потока в Северной Африки и Восточно-

Средиземноморской впадине. (Составлена по материалам: Rolandone et al., 2013; 

Shalev  et al., 2013; Saibi, 2009;  Abdelkrim, 2000;  Eckstein, 1978;  Galushkin et al.,2014;

Nyblade et al.,1996 и др.)

Четкая коррелятивность теплового поля мощностями мезозоя-кайнозоя

указывает на то, что создающая его глубинная система начала

функционировать с триаса.

Последняя закономерность даст основание считать, что неоднородность

современного теплового поля, хотя вероятно в других значениях,

существовала со времени «синварисской» перестройки в развитии региона.

Рассмотренные в разделе аспекты бассейнообразования в Северной Африки

и её подводной части позволяли сформулировать следующие заключения.

97  

Выводы к главе:

1) Анализ соотношения структуры САП, значений поля силы тяжести и

мощности земной коры показал, что развитие бассейнов палеозоя

происходило главным образом в результате рассредоточенно-очаговой

денсификации до мантийных значений и опускания комплексов

нижней коры.

2) Предложенная альтернативная модель образования нефтегазовых

эпипанафриканских бассейнов этого возраста предусматривает их

развитие в результате охлаждения и прогибания ассоциаций коровых

диапиров (гнейсовых куполов), образовавшихся на заключительных

этапах формирования «преобразованной» пан-африканской коры.

3) развитие эпиэбурнейских бассейнов палеозоя считается результатом

охлаждения резервуаров предкембрийских мантийных выплавок.

4) геолого-геофизические характеристики мезозойско-кайнозойского

ВСМ и Присредиземноморской переходной зоны дают основания

рассматривать их развитие в соответствии с рифтовой моделью (Ismail-

Zadeet. al. 1994). Развитие мезозойских бассейнов платформы можно

связывать с «охлаждающим» влиянием на северную окраину Африки

предусмотренных этой моделью глубинных процессов и океана Тетис.

98  

Глава 4: РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ГЕНЕРАЦИИ

УГЛЕВОДОРОДОВ В ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНАХ

СЕВЕРНОЙ АФРИКИ

В связи с высокой нефтегазоносностью осадочных комплексов

Северной Африки (рис. 51), для этого региона детально разработаны модели

функционирования нефтегазовых систем, в частности, временные интервалы

и условия генерации УВ в отдельных осадочных бассейнах. В настоящем

разделе на основе суммирования значительного объёма опубликованных

материалов представлены результаты анализа различных условий

образования углеводородов с акцентом влияния на него латеральных

различий палеотемпературных условий и современных тепловых потоков.

В Северной Африке, как и в других регионах, образование

углеводородов в осадочных комплексах определялось двумя главными

факторами: во-первых, наличием и качеством НМО (Source rocks) и, во-

вторых, условиями и временем их вхождения в область генерации.

В осадочных комплексах Северной Африки НМО присутствуют на

разных стратиграфических уровнях – от силура до неогена. В комплексах

ортократонных бассейнов палеозоя главными из них являются битуминозные

глинистые сланцы нижнего силура (формация Танзуфт) и среднего-верхнего

девона (Франсийская формация) (Boote et al. 1998; Klett 2000). До

«синварисского» размыва эти отложения, как и остальные составляющие

палеозойского разреза, имели региональное распространение и были удалены

эрозией с наиболее крупных поднятий (Underdown 2007). В толщах

рифтовых и послерифтовых бассейнов, в том числе переходной

Присредиземноморской зоны НМО, распространены неравномерно от

триаса до миоцена.

99  

1 2 3

Рис. 51. Карта Нефтегазоносности Северной Африки. (Dolginov, 2016)

Условные обозначения: 1- нефтяные месторождения; 2- газовые месторождения; 3- газоконденсатные месторождения.

100  

Свита Танзуфт распространяется на большей территории и имеет

максимальную мощность до 500-700м (Lüning et al. 2000) в бассейне Тиндуф

до 900 м  (Askri et al. 1995) из которых на наиболее продуктивные

граптолитовые сланцы приходится до 200 м. Содержание в них ОВ

составляет 17 – 20% ( Hallett 2002; Quesada et al. 2003).

По имеющимся оценкам в ортократонных эпиэбурнейских бассейнах

Тиндуф и Регган диссипация УВ из формации Танзуфт началась в карбоне на

глубинах более 3000 м и завершилась на склонах бассейнов в начале

«синварисских» поднятий, в конце карбона. В настоящее время эти

отложения находятся на глубинах около 4500-5000м, возможно в начале

зоны генерации газа. В эпипанафриканских бассейнах Тимимун, Ахнет,

Мурзук, Уэд Мия, Гадамес и Киранайка, расположенных на разогретом пан-

африканском фундаменте выделение УВ из формации Танзуфт произошло

главным образом в карбоне с глубин 2000-2200 м (рис 52) и после

«синварисской» фазы продолжалось и восстановилось в юре-мелу лишь в

депоцентрах бассейнов. Согласно опубликованным данным в палеозое

генерация УВ из НМО силура достигала 80-90 %, остальные 10 – 20%

генерировались в мезозое (Underdown et al., 2007).

Второй по важности из палеозойских является нефтематеринская

Франсийская свита, состоящая из чередования глинистых и песчаных слоев.

Она имеет мощность до 400 м, в том числе 200 – 260м главных продуктивных

граптолитовых сланцев с содержанием ОВ в 2 – 4%, местами до 14% (Ltining

et al.2003; Hallett 2002).

Генерация УВ из Франсийской свиты в западных, эпиэбурнейских

бассейнах начилась в карбоне на глубинах от 3000м. В настоящей времени

НМО находится в зоне генерации жидких углеводородов (Askri, 1995). В

эпипанафриканских бассейнах (Тимимун, Ахнет, Мурзук, Уэд Мия, Гадамес,

101  

Киринайка) выделение УВ из этой свиты началось в карбоне в депоцентре

бассейна Гадамес с глубин 2000-2200м (рис 52). В результате регионального

поднятия в самом конце карбона генерация УВ из этих отложений

полностью остановилась, и её основная фаза пришлась на юру и мел.

1 2

Рис.52. Модель прогрева, показывающая глубину генераций углеводородов

из нефтематеринских отложения в бассейне Гадамес.

Условные обозначения: 1- незрелая НМС; 2- генерирующая НМС

Мезозойские НМС располагаются в эпипанафриканских бассейнах и

имеют широкий стратиграфический диапазон. В сахарской части

платформы (центральной части Алжира и западной части Ливии) НМ

являются отложения карбонатов. Однако, они не участвовали в процессе

генерации УВ.

В бассейне Абу Гарадиг расположенном на севере Западной пустыни

Египта, из НМ главными являются юрские глины формации Хаттаба

102  

мощностью до 500 м с содержанием ОВ 3,6 – 4,2%. Они вошли в область

генерации УВ в туруне на глубине около 2700 м, а в олигоцене в область

генерации газа на глубине около 4500 м ( Awad 2008; Tissot et al. 1988)

(рис. 53), в настоящее время находятся в обеих зонах генерации. В разрезе

мела НМО представлены глинами и глинистыми известняками формации

Алам-Эл Буеб нижнего отдела с содержанием ОВ 1,85 – 2,4 % и глины

формации Абу Рауаш верхнего отдела с содержанием ОВ 1,21 – 2,5% до 6% в

пласте F (Younes, 2012). Жидкие УВ начали образоваться в кампане на

глубине 2680 м, в центральной части бассейна в миоцене. Генерация из них

газовых УВ началась на глубинах 4500 – 6000 м (Shalaby et al 2008).

Рис. 53. Модель прогрева, показывающая глубину генерации углеводородов

из нефтематеринских отложений в бассейне Абу Гарадиг (Tissot et al, 1988).

Условные обозначения: 1- незрелая НМС; 2- генерирующая НМС

103  

В бассейне Сирт существует несколько НМС, принадлежащих к разным

стратиграфическим интервалам. Наиболее важными из них являются

отложения верхнего мела, в частности кампанские глины, представленные

черными глинистыми сланцами мощностью до 900 метров с ТОС от 2 до 5%,

местами до 10% ( Ahlbrandt 2000; Rusk 2001). Кампанские глины являются

источником УВ для коллекторов нижнего и верхнего мела, палеоцена и

эоцена.

Вторыми по важности являются НМ глинистые отложения верхнего

мела от турона до мастриха - свита Рачмат, мощностью до 260 метров с

содержанием ОВ до 2.1%. Дополнительные НМО среди нубийских

песчаников (Сарир), мощностью до 300м и содержанием ОВ до 3 % а также

средне-триасовые глины (Aboglila, Elkhalgi 2013; Rusk 2001).

В бассейне Сирт генерация УВ из кампанских глин началась на

глубинах 2800 – 3400 м (рис. 54), а в послерифтовом мел-кайнозойском

бассейне Дельты Нила еще на больших глубинах: 4500 – 5500 м жидких и

6000 – 7000 м газовых.

В бассейне Сибрата, расположенном на западном средиземноморском

шельфе Ливии из НМ главными являются известняки и мергели палеоцена

формаций Биллал (ее аналог в Тунисе формация Бой Дуббас) с содержанием

ОВ 0,4 – 4%, мощностью от 50-300м. Менее значительными являлись НМ

осадки турона (свита Бахлул) и глины сеномана формации Фахдни с

содержанием ОВ 3,9-8% (Lipparini. et al. 2009). Генерация жидких УВ из

формацией Биллала началась в раннем миоцене на глубинах от 1800-1900 до

3500, газовых на глубине 4000 м и достигла максимума в конце миоцена

(Hallett 2002).

104  

Рис. 54. Модель прогрева, показывающая глубину генераций углеводородов

из нефтематеринских отложения в бассейне Сирт (Ahlbrandt, 2001).

В бассейне Дельты Нила НМО находятся в разрезах юры, мела, эоцена,

олигоцена и нижнего миоцена, характеризующихся содержанием ОВ до 2-4%

(Barakat 2010). Из НМ глин верхнего миоцена формации Сиди Салем нефти

начали генерироваться здесь с глубин 3500 – 4000 м, а генерация газовых

углеводородов – из предположительно меловых отложений началась на

глубинах 6000 – 7000 м. (Awad 2008).

Анализ общих сведений о возрасте НМО, присутствующих в осадочных

комплексах Северной Африки, и главное времени и глубинах их вхождения

в область генерации УВ, позволил сделать следующее общее заключения.

Главные по значению в регионе НМ черные сланцы формаций Танзуфт

нижнего силура и второстепенные из палеозойских отложения Франсийской

формациии среднего-верхнего девона входили в область генерации УВ

асинхронно, в течение палеозоя, мезозоя. Общие закономерности этого

105  

процесса показаны на соответствующих схемах расположения областей

ранней генерации УВ из указанных НМО (рис. 55,56). Эти схемы составлены

при интеграции многочисленных данных, часть из которых приведена выше.

Как видно из приведённых схем, генерация УВ из формации Танзуфт

началась в карбоне локально в западных, эпиэбурнейских палеозойских

бассейнах Тиндуф, Регган, и главным образом в эпипанафриканских

палеозойско-мезозойских бассейнах Гадамес, Уэд Мия, Киринайка и др.

Вторая но менее интенсивная фаза генерации в мезозое в целом охватила

ту же территорию платформы, что и в карбоне, однако без участия

эпиэбурнитских бассейнов.

В настоящее время формация Танзуфт находится в области генерации

газовых УВ в депоцентрах наиболее глубоких ортократонных бассейнов.

(Тиндуф, Регган, Ахнет, Тимимун, Гадамес, Вади Мия, Киринайка).

Генерация углеводородов из НМО среднего-верхнего девона началась

также в карбоне в тех же названных выше западных бассейнах (рис 56) и в

мезозое в бассейнах Гадамес, Киринайка. В южных бассейнах Мурзук и

Куфра эти отложения не вошли в «нефтяное окно».

НМО мезозоя и кайнозоя имели генерирующее значение лишь в толщах

рифтовых и послерифтовых бассейнов Присредиземноморской зоны.

Анализ опубликованных данных по глубинам генерации УВ из НМО

палеозоя и мезозоя-кайнозоя в совокупности с приведенными выше схемами

региональных пространственно-временных закономерностей этих процессов

позволяет сделать следующие выводы.

106  

1 2 3 4 5 6 7 8

Рис. 55. Схема расположения областей ранней генерации углеводородов из нефтематеринских отложений формации Танзуфт нижнего силура. (Буквы на схеме см. рис. 5). Условные обозначения: эпохи генерации УВ: А- предварисская; Б- варисская; С- постварисской; 1 – 3 – время начала генерации углеводородов в: 1 –карбоне; 2 – перми; 3 – мезозое; 4 – области, в пределах которых отложения не вошли в зону генерации углеводородов; 5 – области отсутствия нефтематеринских отложений;6 – фундамент: а – пан-африканский; б – эбурнейский;7 – границы бассейнов;8 – границы между странами.

107  

Рис. 56. Схема расположения областей ранней генерации углеводородов из

нефтематеринских отложений среднего-верхнего девона.

(Условия Обозначения см. рис. 55).

108  

Сопоставление схем показывает, что образование УВ из НМО силура и

девона происходило почти исключительно в бассейнах, развивавшихся в

палеозое и мезозое на относительно молодом, пан-африканском фундаменте,

и лишь в очень ограниченной степени и то, главным образом, в соответствии

с расчетами (т.е. теоретически) могла осуществляться в эпиэбурнейских

бассейнах на севере древнего ЗАК.

Во вторых, из этих схем видно, что области генерации УВ из

палеозойских источников (особенно силурийский) в карбоне и мезозое

практически совпадали. Эта закономерность, базирующаяся на близости

глубин (т.е. температурные условий) генерации УВ, коррелируется со

сделанным ранее заключением о сходстве температурных условий

(повышенных тепловых режимах) развития в панафриканской области САП в

эпоху «предварисского» расширения межбассейновых поднятий и её

«постварисского» прогибания.

В совершенной тектонической обстановке и температурном режиме

происходила генерация УВ, главным образом, газовых в ВСМ в мезозое-

кайнозое. Эти процессы происходили на больших глубинах, т. е. при

относительно низких тепловых потоках, в условиях охлажденной литосферы

при очень быстром прогибании данной области, особенно в кайнозое. Как

отмечалось выше, температурные условия развития мегабассейна, а с этими

генерация УВ из него НМО согласуется с моделью бассейнообразования

Исмайл-Заде и др.(1999).

Таким образом, генерация УВ в регионе из разновозрастных источников

происходило при различных температурных режимах в бассейнах различных

возрастов и тектонотипов: в относительно низкотемпературных условиях в

палеозойских бассейнах ЗАК и в самом молодом мезозойско-кайнозойском

109  

ВСМ, и в относительно высокотемпературных условиях в палеозойско-

мезозойских бассейнах САП и её Присредиземноморской зон.

На генерацию УВ помимо региональных палеотемпературных условий,

дополнительное влияние оказывали и другие факторы локального значения.

В западной части Алжира из трех видов месторождений УВ преобладают

газовые и газово-конденсатные. Они расположены в пределах области

распространения эвапоритов триаса и нижней юры. Такая пространственная

ассоциация, возможно, обусловлена избыточным накоплением тепла под

мощным и слабопроницаемым соляным экраном, приведшим к

трансформации первично нефтяных залежей в газообразные. Такое

предположение согласуется с повышенными значениями в этом районе

измеренного по нефтяным скважинам теплового потока, составляющими

82 +19 mW/m2 (Рис 50). Аномально повышенные тепловые потоки в

бассейнах Гадамес, Мурзук, и Сибрата связываются с центрами

кайнозойского вулканизма, расположенными на севере нагорья Хоггарв

Алжире на юге (нагорье Тибести), в центральном и северном районах Ливии,

Западной пустыне Египта (Galushkin 2014; Saibi 2009). Так, высокий

тепловой поток в 86 mW/m², и более, зафиксированный в бассейне Сибрата,

связывается с находящимся у западного побережья Ливии одним из таких

центров (Hallett 2002). Скорее всего, этим объясняется и то обстоятельство,

что на более чем 20 нефтяных полей этого бассейна верхняя граница

«нефтяного окна» находится на относительно небольшой для

Присредиземноморской зоны глубине в 1800 –1900 м.

Влияние молодого вулканизма на нефтеобразование допускается и для

бассейна Мурзук. Результаты пиролюзного анализа и отражающей

способности витринита показали, что большая часть самой древней НМ

формации силура находится здесь на ранней стадии зрелости, а на севере

110  

бассейна на ее поздней стадии, хотя глубины залегания здесь этих отложений

не согласуются с условиями необходимыми для вхождения НМС в стадию

генерации. Это несоответствие объясняется также повышением теплового

потока в бассейне за счет кайнозойского вулканизма в смежных районах

Хоггара и в центре Ливии (Hallett 2002, Sola 2000).

Проведенное исследование позволяет сделать следующее общее

заключение в области нефтегазовой геологии. Если, как отмечалось выше,

приостановка прогибания бассейнов определялась разуплотнением

глубинных масс при их разогревании, то количество и величина перерывов в

разрезах, отражающих эти процессы, могут рассматриваться в качестве

дополнительных индикаторов глубин генерации УВ на ранних стадиях

изучения бассейнов и общих оценок их нефтегазового потенциала.

Результаты проведенного исследования позволяют высказать лишь

самые общие соображения относительно перспективности отдельных частей

региона на обнаружение новых месторождения УВ.

При очень высокий степени изученности территорий Алжира, Ливии и

Египта, обнаружение в их платформенных областях значительных скоплений

нефти и газа из главных палеозойских источников представляется

маловероятным во всяком случае на не больших глубинах.

Обнаружение в последние годы крупных месторождений газа в

израильской и египетской частях Средиземноморского моря указывает на

высокую вероятность его промышленных скоплений и в других частях этого

молодого мегабассейна, причем судя по имеющимся данным, на больших

глубинах. На большую вероятность выявления в восточной части

Средиземноморского моря месторождений УВ было указано автором в его

магистерской диссертации (Замиль 2007).

111  

Большая мощность разреза палеозоя бассейна Тиндуф и наличие в нем

НМ глинистых сланцев силура и девона позволяют рассматривать эту

структуру в качестве потенциально-перспективной на обнаружение залежей

УВ. При большой толщине т.е. низкотемпературном состоянии литосфера

древнего ЗАК кратона, на фундаменте которого данный бассейн

образовался, генерация УВ из указанных источников и их концентрация

могли происходить на относительно больших глубинах, чем возможно

объясняется отсутствия здесь выявленных месторождений нефти и газа.

Более широкое значение для нефтегазовой геологии могут иметь

обосновываемые условия генерации УВ в осадочных бассейнах палеозоя.

Как было показано, главная фаза их диссипации из НМО силура и девона

приходится на каменноугольную эпоху ускоренного прогибания и

максимального сокращения размеров бассейнов, предшествующую общему

активному «синварисскому» поднятию древнего континента (в палеозое

Гондваны). Эти условия главной фазы генерации УВ на САП могут быть

включены в модели развития нефтегазовых систем в осадочных в первую

очередь безрифтовых бассейнах, других регионов.

Осадочные бассейны САП представляют большой интерес в отношении

разработки сланцевых скоплений нефти и газа, в особенности в глинистых

сланцах силура и девона, залегающих на сравнительно небольших глубинах

(расчеты по запасам сланцевых нефти и газа в Алжире составляют 5,7 млрд. 

бар., 707 ткф соответственно (Boersma et al. 2015)). Перспективными в этом

отношении представляются эпиэбурнейские осадочные бассейны палеозоя.

Аргументом в пользу такого предположения является отсутствие

выявленных в этом бассейне промышленных месторождений УВ

традиционного типа, что может рассматриваться в качестве косвенного

признака большой сохранности в указанных НМО этих бассейнов, в первую

112  

очередь наиболее крупного Тиндуф, непреобразованного органического

вещества.

Выводы к главе.

1) Выявлено совпадение площадей генерации углеводородов из

отложения силура в карбоне и мезозое. Это совпадение может быть

объяснено реактиваций более ранних систем нефтегазообразования

при некоторой перестройке их структуры.

2) В соответствии с предложенной моделью палеозойского

бассейнообразования зафиксированная сравнительно небольшая

глубина генерации углеводородов в карбоне из главных НМО силура

могла быть обусловлена предварисскими событиями: региональным

повышением температуры в недрах платформы и увеличением

интенсивности глубинных флюидопотоков при максимальной скорости

прогибания.

3) Большая глубина генерация углеводородов из НМО мезозоя и кайнозоя

в окраинно-континентальном ВСМ и переходной зоне соответствуют

измеренным низким тепловым потокам и данным сейсмотомографии,

свидетельствующим об охлаждённом состоянии его недр.

4) По тепловому режиму развитие эпиэбурнейских бассейнов палеозоя

имеет сходство с ВСМ, что позволяет допускать обнаружение, как и в

последнем, главным образом месторождений газа на относительно

больших глубинах.

113  

Заключение

Проведенное исследование позволило выявить следующие условия

развития осадочных бассейнов Северной Африки и генерации в них

углеводородов:

1) Безрифтовые бассейны палеозоя развивались при устойчивом

сохранении овоидной формы, сокращении размеров, увеличении

скорости прогибания и по всем характеристикам могут быть отнесены

к типу ортократонных (т.е. развивавшихся за счет автономных

глубинных процессов).

2) Бассейны мезозоя-палеогена имеют син- и эпирифтовую природу и

были тесно связаны в своем развитии с Восточно-Средиземноморским

эпирифтовым мегабассейном.

3) Развитие бассейнов платформы в течение фанерозоя происходило в

режиме компенсационно-детерминированного прогибания.

4) Анализ соотношения структуры САП, значений поля силы тяжести и

мощности земной коры показал, что развитие бассейнов палеозоя

происходило главным образом в результате рассредоточенно-очаговой

денсификации до мантийных значений и опускания комплексов

нижней коры.

5) Предложенная альтернативная модель образования нефтегазовых

эпипанафриканских бассейнов этого возраста предусматривает их

развитие в результате охлаждения и прогибания ассоциаций коровых

диапиров (гнейсовых куполов), образовавшихся на заключительных

этапах формирования «преобразованной» пан-африканской коры.

6) Развитие эпиэбурнейских бассейнов палеозоя считается результатом

охлаждения резервуаров предкембрийских мантийных выплавок.

114  

7) Геолого-геофизические характеристики мезозойско-кайнозойского

ВСМ и Присредиземноморской переходной зоны дают основания

рассматривать их развитие в соответствии с рифтовой моделью (Ismail-

Zadeet. al. 1994). Развитие мезозойских бассейнов платформы можно

связывать с «охлаждающим» влиянием на северную окраину Африки

предусмотренных этой моделью глубинных процессов и океана Тетис.

8) Выявлено совпадение площадей генерации углеводородов из

отложения силура в карбоне и мезозое. Это совпадение может быть

объяснено реактиваций более ранних систем нефтегазообразования

при некоторой перестройке их структуры.

9) В соответствии с предложенным моделью палеозойского

бассейнообразования зафиксированная сравнительно небольшая

глубина генерации углеводородов в карбоне из главных НМО силура

могла быть обусловлена предварисскими событиями: региональным

повышением температуры в недрах платформы и увеличением

интенсивности глубинных флюидопотоков при максимальной скорости

прогибания.

10) Большая глубина генерация углеводородов из НМО мезозоя и кайнозоя

в окраинно-континентальном ВСМ и переходной зоне соответствуют

измеренным низким тепловым потокам и данным сейсмотомографии,

свидетельствующим об охлаждённом состоянии его недр.

11) По тепловому режиму развитие эпиэбурнейских бассейнов палеозоя

имеет сходство с ВСМ, что позволяет допускать обнаружение, как и в

последнем, главным образом месторождений газа на относительно

больших глубинах

115  

СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ

ВСВ - Восточно-Средиземноморская впадина.

ВСМ - Восточно-Средиземноморский мегабассейн.

ЗАК - Западно-Африканский кратон.

НМ - Нефтематеринские.

НМО - Нефтематеринские отложения.

НМС - Нефтематеринская свита.

ОВ - Органическое вещество.

САП - Северо-Африканская платформа.

УВ - Углеводороды.

116  

СИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1) Алиев М. М., Лаусин Н. А, Корж М. В., Мкртчян О. М., Оруджева

Д. С., Саид А. , Яковлев Б. М. Геология и нефтегазоносность

Алжирской Сахары. М., изд-во «Недра», 1971, 329 стр.

2) Артюшков Е.В. Механизм образования сверхглубоких осадочных

бассейнов. Растяжение литосферы или эклогитизация?. Геология и

геофизика, 2010, т. 5, №12, ст. 1675—1686.

3) Высоцкий И.В. Высоцкий В.И. Оленин В.Б. Нефтегазоносные

бассейны зарубежных стран. Москва, Недра, 1990 г., 405 стр.

4) Григорьева В. Н., Долгинов Е. А. Геология и полезных

ископаемые Африки. Учебное пособие. Изд. недр, Москва, 2001, 160

стр.

5) Добрецов Н. Л., Полянский О.П. О механизмах формирования

глубоких осадочных бассейнов: достаточно ли данных для

доказательства эклогитизации? Геология и геофизика, 2010, т. 51, №

12, с. 1687—1696.

6) Долгинов Е.А. Горячие точки: геоисторический и

металлогенический анализ. ВНИИ зарубежгеология, 1971, 47 стр.

7) Долгинов Е. А., Давиденко И. В., Стихотворцева Н. А. и др.

Геология и полезные ископаемые Восточной и Северо-Восточной

Африки. Недра, Москва, 1978, 230 ст.

8) Долгинов Е. А. Докембрийские метаморфические комплексы на

окраинах современных континентов. Изд. ВИЭМС мин.гео. СССР,

общая и региональная геология, геологическая картирование Москва,

1985, 44 стр.

117  

9) Долгинов Е. А. Geologic map of Mozambique, 1992 and geologic map

of Malavi Sc. 1:500000.

10) Долгинов Е. А., Альмайди Д’. Соотношение мезозойско-

кайнозойских рифтов Африки со структурами докембрийского

фундамента. Геотектоника 2002. № 5, стр.

11) Долгинов Е. А., Обали М., Башкин Ю. Палеотектонические

реконструкции области до рифтового сочленения юга Аравии и

Восточной Африки. МОЙП, отдел геологический 2014. Т. 89, вып. 2,

стр. 38-51.

12) Замиль. М.Ш. Н. М. Геология и нефтегазовые системы

осадочных бассейнов Северной Африки. Маг. Диссертация, Москва,

РУДН, 2007, 56 стр.

13) Abdelkrim R. A. First assessment of geothermal resources in

Morocco. Proceedings World Geothermal Congress, May 28 - June 10,

2000, Kyushu - Tohoku, Japan.

14) Abdelsalam M. G., Stephen S., Liégeois J. Upper mantle structure of

the Saharan Metacraton. Journal of African Earth Sciences, vol. 60, 2011

P. 328–336.

15) Abdel Zaher M. Senosy M. M., Youssef M. M., Ehara S. Thickness

variation of the sedimentary cover in the South Western Desert of Egypt as

deduced from Bouguer gravity and drill-hole data using neural network

method Earth Planets Space, 2009, V. 61, P. 659–674.

16) Aboglila S., Elkhalgi M. Organic Geochemical Evaluation of

Cretaceous Potential Source Rocks, East Sirte Basin, Libya. International

Journal of Geosciences, Libya, 2013, P. 700-710.

118  

17) Ahlbrandt T. S. The Sirte Basin Province of Libya—Sirte-Zelten

Total Petroleum System. U.S. Geological Survey Bulletin 2202–F.

Colorado, 2001, 33p.

18) Ahmed. S. Saheel, Samsudin A., Hamzah U. Regional geological and

tectonic structures of the Sirt basin from potential field data. American

journal of scientific and industrial research ISSN: 2010, 1(3), P. 448.462.

19) Alsharhan A.S., Salah M.G. Geologic setting and hydrocarbon

potential of north Sinai, Egypt. Bulletin of Canadian petroleum geology,

Vol. 44, NO.4 December 1996, P. 615-631.

20) Alsharhan A.S., Nairn A.E.M. Sedimentary basins and petroleum

geology of the Middle. Elsevier, 1997.

21) Al-Zoubi A., Ben Avraham Z. Structure of the earth’s crust in Jordan

from potential field data. Tectonophysics 346, 2002 P. 45-59.

22) Askri H. , A. Belmecheri, B. Benrabah, A. Boudjema, K.

Boumendjel, M. Daoudi, M. Drid,T. Ghalem, A. M. Docca, H. Ghandriche,

A. Ghomari, N. Guellati, M. Khennous,R. Lounici, H. Naili, D. Takherist,

M. Terkmani.Geology of Algeria Schlumberger,WEC Sonatrach, 1995,93 p.

23) Awad M. Geodynamic evolution and petroleum system of Abu

GHaradig basin, north Westren Desert, Egypt. M. Sc. Applied Geophysics..

Von der Fakultät für Georessourcen und Materialtechnik der Rheinisch-

Westfälischen Technischen Hochschule Aachen.November 2008, 253 p.

24) Ballard S., Pollack H.N. Diversion of heat by Archean cratons: a

model for Southern Africa. Earth and Planetary. Sci. Letters. 1987, v. 85,

P. 253 – 264.

25) Barakat M. Modern Geophysical Techniques for Constructing a 3D

Geological Model on the Nile Delta, Egypt.der Technischen Universität

Berlin. 2010. 158 p.

119  

26) Bar O., Gvirtzman Z., Feinstein S., Zilberman E. Late Tertiary

subsidence of the Levant margin: Distinction between sedimentary load and

tectonics. The ministry of national infrastructures geological survey of

Israel. GSI, Jerusalem, September 2011.

27) Boote, D. R. D., Clarck-Lowes D. D. & Traut, M. W. Paleozoic

petroleum systems of North Africa. Petroleum Geology of North Africa. The

Geological Society, London 1998. V. 132, P. 7-69.

28) Boersma T., Vandendriessche M., Leber A. Shale Gas in Algeria: No

Quick Fix. About The Brookings Energy Security and Climate Initiative.

NW Washington, November 2015, 32 p.

29) Bowman S. A. Regional seismic interpretation of the hydrocarbon

prospectively of offshore Syria. GeoArabia, Gulf PetroLink, Bahrain,

Vol.16, №. 3, 2011, P. 95-124.

30) Brew G.E. Summary of the geological evolution of Syria through

geophysical interpretation: Implications for hydrocarbon exploration.// SEG

Denver, October 1997. 9p.

31) Brew G.E. Tectonic evolution of Syria interpreted from integrated

geophysical and geological analysis. Dissertation Presented to the Faculty

of the Graduate School of Cornell University, 2001, 323 p.

32) Brew G. Barazangi M., Al-Maleh A. Kh, Sawaf T. Tectonic and

Geologic Evolution of Syria. GeoArabia, Gulf PetroLink, Bahrain, 2001,

Vol. 6, No. 4, P. 573-616.

33) Brew G.E., Best J., Barazang M., Sawaf T. Tectonic evolution of the

NE Palmyride mountain belt, Syria: the Bishri crustal block. Journal of the

Geological Society, London, Vol. 160, 2003, P. 677–685.

120  

34) Brew G.E., Litak R., Barazangi M. Tectonic Evolution of Northeast

Syria: Regional Implications and Hydrocarbon Prospects. GeoArabia, Gulf

PetroLink. Bahrain, Vol. 4, No. 3, 1999 P. 289-318.

35) Burwood R., Redfern J., Cope M. Systems and oil provenance

Geochemical evaluation of East Sirte Basin (Libya) petroleum. Geological

Society, London, Special Publications 2003; v. 207; P. 203-240.

36) Cahen L.; Snelling N. J.; Delhal D; Vail V. R.; Bonhomine M.;

Ledant D. The Geochronology and Evolution of Africa. Clarendon Press,

1984, Oxford, P. 372.

37) Choubert G. International Tectonic Map of Africa. ASGA/UNESCO,

1968.

38) Clark D.D. Depositional model for the distribution of Silurian hot

shale and Mamuniyat reservoir facies in the Kufrah Basine. Geology of East

Libya 2008, vol. 1 P. 179-186.

39) Cohen A.; Gibbs K. Is the Equatorial Atlantic discordance?

Precambrian Research. Volume 42, Issues 3–4, March 1989, P. 353–369.

40) Coward M. P, RiesA. C. Tectonic development of North African

basins. Geological Society, London, Special Publications, 207, 2003,

P. 61-83.

41) Craig, J., Rizzi, C., Said, F., Thusu, B., Lüning, S., Asbali, A.I.,

Keeley, M.L., Bell, J.F., Durham, M.J., Eales, M.H., Beswetherick, S.,

Hamblett, C. Structural styles and prospectively in the Precambrian and

Paleozoic hydrocarbon systems of North Africa, in Salem, M.J., al-Ard, J.,

and Iil-Naft, M., eds., The Geology of East Libya, Volume 4:Binghazi, Earth

Science Society of Libya,2008, P. 51-122.

121  

42) Crossley R., Mcdougall N. Lower Palaeozoic reservoirs of North

Africa. The Geological Society. 132, London 1998. V. 132, P. 157-167.

43) David K. Loydell D. K., Butcher A., Frýda J.,The middle Rhuddanian

(lower Silurian) ‘hot’ shale of North Africa and Arabia: An atypical

hydrocarbon source rock. PALAEO-06516; 2013, P. 1- 24

44) Davidson L., Beswetherick S., Craig J., Eales M., Fisher A., Himmali

A.The structure, stratigraphy and petroleum geology of the Murzuq Basin,

southwest Libya. Geological Exploration in Murzuq Basin2000. P. 295-321.

45) Dolginov E. A. Map Sedimentary oil-gas basins of Africa and Arabia

(with special aspects) Original scale 1:5000000. Moscow, 2016.

46) Dolson C. J.; Shaan V. M.; Matbouly S.; Harwood C.; Rashed R. and

Hammouda H. The petroleum potential of Egypt. – In: Downey, W.M.;

Threet, C. J. and Morgan, A. W. (Eds.): Petroleum provinces of the twenty-

first century. American Association of Petroleum Geologists, Tulsa,

Oklahoma, Memoir No. 74, 2001, P. 453-482.

47) Eckstein Y. Review of heat flow data from the eastern Mediterranean

region. Pure and applied geophysics 1978/79, Volume 117, Issue 1-2,

P. 150-159.

48) Echikh K. Geology and hydrocarbon occurrences in the Ghadames

Basin, Algeria, Tunisia, Libya// The Geological Society. 132, London 1998.

V. 132 P. 109-130

49) Echikh K., Sola M.A. Geology and Hydrocarbon Occurrences in the

Murzuq Basin, SW Libya. Geological Exploration in Murzuq Basin, 2000,

P. 175-222

122  

50) El-Hawat A.S., Abdulsamad E.O. The geology and archaeology of

Cyrenaica. 32nd International Geological Congress. Florence - Italy, 2004.

Volume 1 P.1-36.

51) Elia C., Konstantopoulos P., Maravelis A., Zelilidis A., The tectonic

– stratigraphic evolution of the Eastern Mediterranean with emphasis on

Herodotus basin prospectivity for the development of hydrocarbon fields.

Bulletin of the Geological Society of Greece, v. XLVII 2013, 10 p.

52) El Nady M. M. Timing of petroleum generation and source maturity

of selectedwells in Abu Gharadig Basin, North Western Desert, Egypt.

Energy sources, part A: Recovery, Utilization, and environmental effects

,2016, VOL. 38, NO. 3, P. 391–401.

53) Eckstein Y. Review of heat flow data from the eastern Mediterranean

region. Pageoph, Vol. 117, 1978/79, P. 150-159.

54) Fishwick S.; Bastow I. D. Towards a better understanding of African

topography: a review of passive-source seismic studies of the African crust

and upper mantle. Geological Society, London, Special Publications 2011; v.

357; p. Fitzsimons I.C.W. A review of tectonic events in the East Antarctic

Shield and their implications for Gondwana and earlier supercontinents.

Journal of African Earth Sciences. Volume 31, Issue 1, July 2000, P. 3-23

343-37.

55) Fleischer L., Varshavsky A. Alithostratigraphic data base of oil and

gas wells drilled in Israel. The Ministry of National Infrastructures.

Jerusalem, 2002. 277 p.

56) GalushkinYu., Eloghbi S., Sak M. Burial and thermal history

modeling of the Murzuk and Ghadames basins (Libya) using the Galo

123  

computer programme.Journal of Petroleum Geology, Vol. 37(1), January

2014, P. 71-94.

57) GardoshM. , Druckman Y., Binyamin Buchbinder B., Rybakov M.

The Levant Basin Offshore Israel: Stratigraphy, Structure, Tectonic

Evolution and Implications for Hydrocarbon Exploration//the Petroleum

Commissioner, Ministry of Infrastructure. Israel, April 2008, 125 p.

58) Garfunkel Z., Derin B. Permian-Early Mesozoic tectonism and

continental margin formation in Israel and its implications for the history of

the Eastern Mediterranean. Geol. Soc. Of London Spec. Publ., 1984, N 17,

P. 187-201.

59) Garfunkel Z. Origin of the Eastern Mediterranean basin: a

reevaluation. Tectonophysics № 391, 2004, Р. 11 –34.

60) Ghanoush H., Abubaker H. Gravity and Magnetic Profile along

Seismic Intersect Ku – 89 – 04, Southern Kufra Basin – Libya. International

Conference on Geo-resources in the Middle East and North Africa, Cairo

University, 24-28 Feb 2007, 13 p.

61) Ghanoush H.B., Imber J., McCaffrey K. Cenozoic Subsidence and

Lithospheric Stretching Deformation of the Ajdabiya Trough Area,

Northeast Sirt Basin, Libya. Adapted from extended abstract prepared in

conjunction with poster presentation at AAPG 2014 Annual Convention and

Exhibition, Houston, Texas, April 6-9, 2014, P. 16.

62) Gras, R., Thusu B. Trap architecture of the Early Cretaceous Sarir

Sandstone in the eastern Sirt Basin, Libya. The Geological Society. 132,

London 1998. V. 132 P.317-334.

63) Guiraud R., Bosworth W. Phanerozoic geodynamic evolution of

northeastern Africa and the northwestern Arabian platform. Tectonophysics

315 (1999) P. 73–108.

124  

64) Guiraud R. , Bosworth W. , Thierry J. , Delplanque A. Phanerozoic

geological evolution of Northern and Central Africa. Journal of African

Earth Sciences 43 (2005), P. 83–143.

65) Guiraud R. Mesozoic rifting and basin inversion along the northern

African Tethyanmargin: an overview. The Geological Society, London

1998. V. 132, P. 217-229.

66) Guiraud R., Wilson M. Late Permian to Recent magmatic activity on the African-Arabianmargin of Tethys. The Geological Society, London 1998. V. 132, P. 231-263.

67) Gvirtzman Z. Gradual uplift and exposure of north Arabia and

enhanced sedimentation in the Levant basin during Neo-Tethys closure.

Geological survey of Israel. Jerusalem, 2010, P. 1-24.

68) Gvirtzman G., Weissbroad T. The Hercynian Greanticline of Helez

and the Late Paleozoic history of the Levant Isr. J Earth Sci., 1999, N 48,

P. 75-86.

69) Hallett D. Petroleum Geology of Libya. Amsterdam, Elsevier Inc.,

2002, 509 p.

70) Hantar, G. North Western Desert. In Said, R. (Ed.), Geology of Egypt

Balkema, Rotterdam. 1990. Р. 293-319,

71) Hartley R. W., Allen D. A. Interior cratonic basins of Africa relation

to continental break-up and role of mantle convection. Basin Research,

1994. № 6, P. 96-113.

72) Hassan H. S., Kendall Ch. C. G. Hydrocarbon Provinces of Libya: A

Petroleum System Study. In L. Marlow, C. Kendall and L. Yose, eds.,

Petroleum systems of the Tethyan region: AAPG Memoir 106, P. 101–141.

73) Hauzenberger C.A., Bauernhofer A.H, Hoinkes G., Wallbrecher E.,

Mathu E.M. Pan-African high pressure granulites from SE-Kenya:

125  

Petrological and geothermobarometric evidence for a polycyclic evolution in

the Mozambique belt. Journal of African Earth Sciences. 2004, V. 40,

P. 245-268.

74) Hawie N. Architecture, geodynamic evolution and sedimentary filling

of the Levant basin: a 3D quantitative approach based on seismic data. Earth

Sciences. Universit´e Pierre et Marie Curie - Paris VI, 2014. P. 251.

75) Heron D.P., Meinhold G., Whitham A., Elgadry M. Lower Silurian

Black Shales of North Africa: The Role of Glaciation on the Distribution of

Source-Rock Quality Facies. Search and Discovery Article, Posted July 30,

2012.

76) Holt P. J., Allen M. B., Hunen J., Bjørnseth H. M.Lithospheric

cooling and thickening as a basin forming mechanism. Tectonophysics, vol.

495,2010, P. 184–194.

77) Hodairi T., Philp P. Geochemical Investigation of Tanezzuft

Formation, Murzuq Basin, Libya. AAPG. April 10-13, 2011.

78) Hrouda M. The hydrocarbon source potential of the paleozoic rocks

of the Ghadames basin, NW Libya. University of Newcastle upon Tyne, U.

K. November 2004, 252 p.

79) Hussein Seddiq. Libya: Exploration Overview and Future

Opportunities. Marrakech, Apr. 2004, 99 p.

80) Ismail-Zadeh A. T., Naimark B . M. Hydrodynamic model of

sedimentary basin formation based on development and subsequent phase

transformation of a magmatic lens in the upper mantle. Computational

seismology and geodynamics, vol. 3, 1994, P. 184-194.

126  

81) Keshta S., Metwalli F., Al ArabiH. S. Analysis of Petroleum System

for Exploration and Risk Reduction in AbuMadi/Elqar’a Gas Field, Nile

Delta, Egypt. International Journal of Geophysics Volume 2012, 10 p.

82) Khaled K. ,Darwish M., Abu Khadra A., Burki M. Geochemical

Evaluation of Campanian Sirte Shale Source Rock, Arshad Area, Sirt Basin,

Libya. IOSR Journal of Applied Geology and Geophysics, Volume 2, Issue

3 (May-Jun. 2014), P. 84-101.

83) Kirkham R.V., Chorlton, L.B., and Carrière, J.J., comps., Generalized

geology of the world, in Geological Survey of Canada, Generalized

geological map of the world and linked data bases: Geological Survey of

Canada, 1995, Open File 2915d, CD-ROM. 247 p.

84) Klett T.R.. Total Petroleum Systems of the Grand Erg/Ahnet

Province, Algeria and Morocco—The Tanezzuft-Timimoun, Tanezzuft-

Ahnet, Tanezzuft-Sbaa, Tanezzuft-Mouydir, Tanezzuft-Benoud, and

Tanezzuft-Béchar/Abadla.U.S. Geological Survey Bulletin 2202-

B.Colorado,June 16, 2000. 144 p.

85) Klett T.R. Total Petroleum Systems of the Trias/Ghadames Province,

Algeria, Tunisia, and Libya—The Tanezzuft-Oued Mya, Tanezzuft-Melrhir,

and Tanezzuft-Ghadames. U.S. Geological Survey Bulletin 2202-C.

Colorado 9, 2000. P. 1-22.

86) Klitzsch E. H. The structural development of the Murzuq and Kufra

basins- significance for oil and mineral exploration. Geological Exploration

in Murzuq Basin, 2000, P. 143-150.

87) Klitzsch E. H., Squyres C. H. Paleozoic and Mesozoic geological

history of Northeastern Africa based new interpretation of Nubian strata.

The American Association of Petroleum Geologists Bulletin Vol 74,№ 8.

1990, P. 1203-1211.

127  

88) Krasheninnikov V. A ., Hall J. K ., Hirsch F ., Benjamini C ., Flexer

A ., Geological Framework of the Levant, V. I: Cyprus and Syria.

Jerusalem, 2005.

89) Krasheninnikov V. A ., Hall J. K ., Hirsch F ., Benjamini C ., Flexer

A . Geological Geological Framework of the Levant, V. II: The Levantine

Basin and Israel. Jerusalem, 2005.

90) Lipparini L., Scrocca D., P. Marsili1 and S. Morandi1.Offshore Malta

licence in the Central Mediterranean Sea offers hope of hydrocarbon

potential. North Africa/Mediterranean, first break volume 27, February 2009

P. 105-116.

91) Litak R.K., Barazangi M. et al. Mesozoic-Cenozoic evolution of the

intraplate Euphrates fault system, Syria: implications for regional tectonics.

J. Geol. Soc., London, 1997, vol. 157, P. 653-666.

92) Logan P., Duddy I. An investigation of the thermal history of the

Ahnet and Reggane Basins, Central Algeria, and the consequences for

hydrocarbon generation and accumulation. Petroleum Geology of North

Africa. The Geological Society, London 1998. V 132, P. 131-157.

93) LoydellD. K., A Butcher A., Frýda J. The middle Rhuddanian (lower

Silurian) hot shale of North Africa and Arabia: An atypical hydrocarbon

source rock. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2013,

24 p.

94) Lüning, S., Craig, J., Fitches, B., Mayouf, J., Busrewil, A., El Dieb,

M., Gammudi, A. Loydell, D.K., Petroleum source and reservoir rock re-

evaluation in the Kufra Basin (SE Libya, NE Chad, NW Sudan). In: M.A.

Sola & D. Worsley (Eds.), Geological Exploration in Murzuq Basin.

Elsevier, Amsterdam, 2000, P. 151–173.

128  

95) Lüning, S., Craig, J., Loydell, D.K., Štorch, P. & Fitches, W.R.,

2000c. Lowermost Silurian ‘HotShales’ in North Africa and Arabia:

Regional Distribution and Depositional Model. Earth Science Reviews, v.

49, P. 121–200.

96) Lüning S., Adamson K., Craig J. Frasnian organic-rich shales in North

Africa: regional distribution and depositional model. Geological Society,

London, Special Publications 2003; v. 207; P. 165-184.

97) Lüning, S., Kuss,J. Petroleum geology of Jordan, in L.

Marlow,C. Kendall and L. Yose, eds., Petroleum systems of the Tethyan

region: AAPG Memoir 2014, V.106, P. 217–239.

98) Macgregor D. S., Moody R. T. J. Mesozoic and Cenozoic petroleum

systems of North Africa. Petroleum Geology of North Africa. The

Geological Society, London 1998. V. 132, P. 201- 217.

99) Makhlouf I.M. Stratigraphy, litho facies distribution, and petroleum

potential of the Triassic strata of the northern Arabian plate F. N. Sadooni

and A. S. Alsharhan AAPG Bulletin, v. 88, no. 4 (April 2004), P. 515–538

100) Marone F. Upper mantle S- velocities and crustal thickness in the

Eurasia-Africa plate boundary region derived from regional seismograms. A

PHD for Swiss federal institute of technology Zurich, 2003, 139 p.

101) May P.R. The Eastern Mediterranean Mesozoic Basin: Evolution and

Oil Habitat. AAPG Bull., 1991, vol. 7, P. 1215-1232.

102) Mckenzie D., Nimmo F., Jackson J. A. Characteristics and

consequences of flow in the lower crust. Journal of geophysical research,

New York, Vol. 105, №. B5, 10 May 2000, P. 11,029 - 11,046.

103) Milesi J. P. et al. Map «Geology and major ore deposits of Africa».

Sc. 1:10000000, BRGM, Orleans, France, 2004.

129  

104) Morgan P., Chandler A. S, Heat flow and geothermal potential of

Egypt. Pure and applied geophysics, Vol. 117(1978/79), Birkhauser, verlag.

Basel. Issue 1-2, P. 213-226.

105) Netzeband G.L., Gohl K., Hübscher C.P., Ben-Avraham Z., Dehghani

G.A., Gajewski D., Liersch P. The Levantine Basin—crustal structure and

origin. Tectonophysics, V. 418, 2006, Р. 167–188.

106) Nyblade A. A., Suleiman I. S., Roy R. F., Pursell B., Suleiman A. S.,

Doser D. I., Keller G. R. Terrestrial heat flow in the Sirt basin, Libya, and

the pattern of heat flow across northern Africa. Journal of Geophysical

Research, Vol. 101, №. B8, 1996, P.17,737-17,746.

107) Rabeh T., Miranda M. Tectonic Model of the Sinai Peninsula Based

on Geophysical Investigations. Journal of Geophysics and Engineering.

November 2008, Volume № 4, P. 469-479.

108) Pasyanos M. E., William R.W. Crust and upper-mantle structure of

North Africa, Europe and the Middle East from inversion of surface waves.

Geophys. J. Int. (2002) V. 149, P. 463–481.

109) Pasyanos M.E., Walter W.R. Crust and upper-mantle structure of

North Africa and the Middle East from inversion of surface waves. Geophys.

J. Int. 2002, vol. 149, P. 463 – 484.

110) Peterson J. A. Geology and petroleum resources of north-central and

northeastern Africa. United States department of the interior geological

survey . Reston, Virginia, 1985, Open-File Report 85-709, 51 p.

111) Plummer M, Belopolsky A., Fish P., Norton M. Tectonostratigraphic

Evolution and Exploration Potential of the Northern Levant Basin. Search

and Discovery Article. London - England, August 31, 2013. Adapted from

130  

oral presentation given at AAPG European Regional Conference &

Exhibition, Barcelona, Spain, April 8-10, 2013. 21 p.

112) Polet J., Anderson D.L. Depth extent of cratons as inferred from

tomographic studies. Geology, 1995, vol. 23, no. 3, P. 205 – 208.

113) Priestley K., McKenzie D., Debayle E., Pilidou S. The African upper

mantle and its relationship to tectonics and surface geology. Geophys. J. Int.

2008, № 175, P. 1108–1126.

114) Rabeh T. Tectonic Model of the Sinai Peninsula Based on

Geophysical Investigations. Tectonics, Dr. Damien Closson (Ed.), InTech.

February, 2011.

115) RobinsonA. G., Kerusov E. Regional and Petroleum Geology of the

Black Sea and Surrounding Region. Edited Robinson, AAPG Memoir

68,Oklahoma, U.S.A. 1997.

116) Roberts G., Peace D. Hydrocarbon plays and prospectivity of the

Levantine Basin, offshore Lebanon and Syria from modern seismic data.

GeoArabia,Gulf PetroLink, BahrainVol. 12, No. 3, 2007, 26 p.

117) Rolandone F., Lucazeau F., Leroy S., Mareschal J.C., Jorand

R.,Goutorbe B., Bouquerel H. New heat flow measurements in Oman and

the thermal state of the Arabian Shield and Platform. Tectonophysics V.

589, 2013, P. 77–89.

118) Rushdi S. The geology of Egypt. Published for The Egyption General

Petroleum Corporation Conoco Hurghada and Repsol Exploration, 1990.

302.p

119) Rusk, D. C. Petroleum potential of the under explored basin centers—

A twenty-first-century challenge. Libya, AAPG Memoir 74, 2001, P. 429–

452.

131  

120) Rybakov M., Goldshmidt V., Fleisher L., Rotstein V. The crystalline

basement in Central Israel. derived from gravity and magnetic data. Isr. J.

Earth Sci., 1999. N 48, P. 101-111.

121) Rybakov M., Segev A. Top of the crystalline basement in the Levant.

G3 Geochemistry, Geophysics, Geosystems. An electronic journal of the

earth sciences. Vol. 5, №. 9,1 September 2004, P. 1525-2027.

122) Sadooni F. N., Alsharhan A. S. Stratigraphy, lithofacies distribution,

and petroleum potential of the Triassic strata of the northern Arabian plate.

AAPG Bulletin, v. 88, no. 4 (April 2004), P. 515–538.

123) Saibi Н. Geothermal resources in Algeria. Renewable and Sustainable

Energy Reviews. Department of Earth Resources Engineering, Faculty of

Engineering, Kyushu University. Japan. V.13 (2009), P. 2544–2552.

124) Sestini, G. 1995. Egypt. In H. Kulke (Ed.), Regional Petroleum

Geology of the World, Part II: Africa, America, Australia and Antarctica.

Berlin-Stuttgart, Gebrüder Borntraeger, P. 57-87

125) Simiyn S.M., Keller G.R. An integrated analysis of lithospheric

structure across the East African plateau based on gravity anomalies and

recent seismic studies. Tectonophysics, 1997, vol. 278, P. 291 – 313.

126) ShalabyM. R., Abdullah W. H., Abu Shady A. N. Burial history,

basin modeling and petroleum source potential in the Western Desert, Egypt.

Bulletin of the Geological Society of Malaysia, Vol. 54, 2008. P. 103 – 113.

127) Shalev E., Lyakhovsky V., Weinstein Y., Ben-Avraham Z.The

thermal structure of Israel and the Dead Sea Fault. TectonophysicsV. 602,

16 August 2013, P. 69–77.

128) Semprich J., Simon N. S. C., Podladchikov Y. Y. Density variations

in the thickened crust as a function of pressure, temperature, and mposition.

Int. J. Earth Sei. Int J Earth Sci (Geol Rundsch) V. 99, 2010. P. 1487-1510.

132  

129) Tawadros E.E. Geology of North Africa.2011, 917 p.

130) Underdown R., Redfernn J., Liskerw F. Constraining the burial

history of the Ghadames Basin, North Africa: an integrated analysis using

sonic velocities, vitrinite reflectance data and apatite fission track ages.

North Africa Research Group, SEAES, University of Manchester. 2007,

22 p.

131) Underdown R., Redfern J. Petroleum generation and migration in the

Ghadames Basin, North Africa: A two-dimensional basin-modeling study.

AAPG Bulletin, v. 92, January 2008, P. 53–76.

132) Wang Z., Huang R., Wang J., Pei Sh., Huang W. Regional Flow in the

Lower Crust and Upper Mantle under the Southeastern Tibetan Plateau.

International Journal of Geosciences, Vol. 2, November 2011, P. 631-639.

133) Wilson M., Guiraud R. Late Permian to Recent magmatic activity on

the African- Arabian margin of Tethys. The Geological Society. 132,

London 1998. V. 132, P. 231-263.

134) Ziegler M. A. Late Permian to Holocene Paleofacies Evolution of the

Arabian Plate and its Hydrocarbon Occurrences. GeoArabia. Gulf PetroLink,

Bahrain, 2001. Vol. 6, No. 3. P. 20-65.