Важным этапом в изучении геологического строения пассивных континентальных окраин восточной части Атлантического океана явились планомерные морские геофизические исследования континентального склона и подножия Западной Африки, начатые в 1973 г. Всесоюзным научно-исследовательским институтом морской геологии и геофизики на нис "Новатор".
В процессе этих работ методом отраженных волн (МОВ)с применением мощных невзрывных источников возбуждения упругих колебаний и сложных приемных устройств было выполнено свыше 10 тыс. пог. км непрерывных сейсмических профилей, в том числе свыше 3 тыс. пог. км в режиме общей глубинной точки (ОГТ), что позволило произвести скоростное расчленение осадочного комплекса. Материалы, полученные в процессе этих исследований, совместно с анализом опубликованных работ дали возможность установить основные черты геологического строения и развития западноафриканской континентальной окраины.
Не менее важное значение для познания геологического строения континентальных окраин Индийского океана имеют морские геофизические исследования, начатые в середины 60-х годов ВНИИМОРГЕО (Я.П. Маловицкий, А.А. Гагельганц) и проводящиеся в последние годы НПО ЮЖМОРГЕО [Бабенко и др., 1977].
По целому ряду географических, морфоструктурных и тектонических признаков континентальная окраина Западной Африки подразделяется на один субширотный и два субмеридиональных сегмента, принадлежащих соответственно северному побережью Гвинейского залива и северо-западному и юго-западному побережьям континента.
По материалам гидромагнитных исследований, в пределах субмеридиональных сегментов континентальных окраин выделена зона "спокойного магнитного поля", сменяющаяся в пределах краевой части материкового подножия областью типично "океанических" полосовых магнитных аномалии (Emery et al., 1975а, b; Uchupi et a I., 1976]. Субширотный сегмент окраины отличается сложным магнитным полем, обусловленным многочисленными субширотными разломами, прослеживаемыми от Срединно Атлантического хребта до зоны континентального склона, с которым они сочленяются под острыми углами и, поворачивая к северу, входят на континент.
Сочленение трансформных разломов с субмеридиомальными сегментами континентальной окраины в области "спокойного поля" из-за большой мощности осадочного комплекса не выяснено.
Материалов по глубинному строению земной коры переходной зоны в Восточной Атлантике недостаточно. Региональные исследования методом ГСЗ проводились в 50-х годах лишь на геотраверсе Фритаун-Ресифе [Sheridan et aL, 1969] , на остальных участках данные о строении земной коры основаны на разрозненных точечных наблюдениях МПВ, на гравиметрических и магнитных измерениях [Bossard et al., 1970; Hospers, 1965] . Из-за фрагментарности исследований строения земной коры в пределах Восточной Атлантики пока не возможно четкое районирование этой акватории по типам строения земной коры.
К бесспорным областям развития коры континентального типа принадлежат все западноафриканские участки континентального шельфа, за исключением нигерийского, который вместе с прилегающей частью субаэральной дельты р. Нигер расположен на коре океанического типа [Allen, 1964; Cratchley, 1965; Hospers, 1970].
Области развития коры океанического типа охватывают глубоководные котловины восточной части океана, и, судя по состоянию изостатического равновесия, которое характеризует зону континентального подножия Западной Африки при глубинах дна свыше 4 тыс. м, этой зоне должна соответствовать океаническая кора. Однако, по данным западногерманских исследователей, в зоне континентального подножия между африканским континентом и архипелагом Зеленого Мыса отсутствуют признаки типично океанической коры [Seihotd, Hinz, 1976].
На этом основании следует выделить области развития субокеанической коры, отличающейся от океанической наличием мощного осадочно-вулканогенного комплекса и развитой в пределах континентальных подножий и под субаквальной и, частично, субаэральной дельтой р. Нигер [Allen, 1964; Hospers, 1970]. В общих чертах площадь ее распространения не выходит за пределы "спокойного магнитного поля", развитого на субмеридиональных участках западноафриканской окраины и прилегающих глубоководных областей. На субширотном отрезке окраины, приуроченном к северному побережью Гвинейского залива, где трансформные разломы под острым углом сочленяются с зоной континентального склона, граница континентальной и океанической коры, видимо, более резкая. Постепенный переход между кон гинентальным и океаническим блоками характерен для переходной зоны к югу от Китового хребта [Emery et al., 1975а, b].
К области развитой коры субконтинентального типа принадлежат зоны континентального склона, краевых плато типа Гвинейского. Кора субконтинентального типа развита под Восточно-Канарским архипелагом [Bossard et al.. 1970] и, вероятно, под подводными хребтами типа Китового. Кора субконтинентального типа отличается от континентальной главным образом сокращенной мощностью.
По возрасту складчатого основания в пределах прибрежной суши и шельфа Западной Африки с севера на юг выделяются:
- 1) альпийская зона Эр-Рифа с прилегающей частью Предрифского прогиба;
- 2) герцинская зона Атласа, активизированная в альпийскую фазу и превращенная в горную альпинотипную страну, и Марокканской Месеты с платформенной частью Предрифского прогиба;
- 3) собственно африканский кратон с гетерогенным фундаментом докембрийского возраста; палеозойские складчатые комплексы Антиатласа, Мавританид принято рассматривать как области платформенного чехла, подвергшиеся на герцинском этапе складчатости, но не испытавшие метаморфизма и гранитизации [Шуберт, Фор-Мюре, 1973];
- 4) область Капской системы, характеризующаяся рядом особенностей развития; условно ее можно отнести к герцинидам, хотя многие черты строения и развития сближают ее с мавританидами.
На структуры Атласа, Антиатласа, а также массивы и складчатые системы кратона наложены мезозойские осадочные бассейны, раскрывающиеся в сторону океана и в значительной степени разобщенные между собой или соединяющиеся узкими перемычками: Западно-Марокканский, Западно-Сибирский, Мавритано-Сенегальский, Берега Слоновой Кости, Нижненигерийский, Камерунский, Габонский и Ангольский. Разрез осадочного комплекса на северо-западе в марокканских бассейнах начинается с пермотриаса, в южном направлении базальные осадочные серии постепенно омолаживаются до юрского — раннемелового возраста. Таким образом, осадочные комплексы окраинно-материковых бассейнов залегают на гетерогенном основании. Если в пределах кратона фундаментом осадочных бассейнов могут служить докембрийское складчатое основание, складчатый и нескладчатый палеозойский платформенный комплекс, то на северном окончании материка обстановка много сложнее. В основании осадочных комплексов здесь залегают гетерогенные комплексы герцинид и альпийских областей Западного Средиземноморья. Океаническое ограничение материка в его современных границах обрезает разновозрастные структурные элементы от архейских до альпийских независимо от возраста складчатого основания.
По имевшимся до последнего времени данным предполагалось, что за пределы шельфа основные структурные элементы континента, вплоть до герцинской зоны Атласа, не продолжаются [Robb, 1974). Тем не менее, судя по материалам морских геофизических исследований, строение осадочного комплекса окраины континента, особенно на продолжении альпийской и активизированной на альпийском этапе герцинской зон, отражает влияние крупнейших структурных элементов суши.
В пределах континентальной окраины, расположенной между южным побережьем Пиренейского полуострова и северо-западным побережьем Марокко и принадлежащей альпийской области, выявлено развитие мощного осадочного комплекса с интенсивным проявлением покровной тектоники. Амплитуда горизонтальных перемещений покровов превышает сотни километров.
В пределах южномарокканского участка континентальной окраины мощные осадочные разрезы установлены на расстоянии нескольких сотен километров от края шельфа. Океаническое продолжение структуры Атласа четко прослеживается за пределами шельфа до глубин океана свыше 3 тыс. м, т. е. в области распространения субокеанической коры. Оно хорошо выражено в рельефе дна и особенно в проявлении интенсивных пликативных и разрывных дислокаций. Прослежено океаническое продолжение Южно-Атласского глубинного разлома, отделяющего в океане дислоцированный комплекс подводной периклинали Атласа от субплатформенной области солянокупольной тектоники к югу от последнего. Океанической границей солянокупольной зоны здесь является погребенное валообразное поднятие, связанное с цоколем Восточно-Канарского архипелага.
Для подводной окраины Западной Сахары соляная тектоника не характерна, хотя в разрезе осадочного комплекса прибрежной суши присутствуют эвапориты позднетриасового или раннеюрского возраста. За пределами шельфа на продолжении докембрийского массива Регибат, разделяющего на суше осадочные бассейны Мавритании и Западной Сахары, расположен крупный выступ континентального склона, в пределах которого осадочный чехол несет черты платформенного строения. Здесь на расстоянии свыше 200 км от побережья выявлено обширное пологое поднятие типа сводового. На всем протяжении континентальной окраины от широты Канарского архипелага до Гвинейского краевого плато на юге выявлено интенсивное проявление предмиоценового размыва. В верхних частях континентального склона миоценовый комплекс залегает на верхнемеловых, в нижней части склона и в зоне подножия — нижнемеловых отложениях. Последние слагают протягивающийся вдоль подводной окраины материка антиклинальный перегиб, ограничивающий со стороны современного океана раннемеловой мелководный, а на востоке — континентальный бассейн, расположенный в пределах современного континентального шельфа, склона и частично подножия.
В пределах подводной окраины Мавритании в зоне склона выявлена новая солянокупольная область. Южная часть субмеридионально протягивающейся материковой окраины Северо-Западной Африки осложнена Гвинейским краевым плато, в строении которого четко прослеживаются несогласия, разделяющие миоценовый, верхнемеловой и нижнемеловой комплексы. В южном направлении структура осадочного комплекса, слагающего плато, продолжается в котловину Сьерра-Леоне, погружаясь крупными ступенями, обрезанными сбросами и перекрытыми осадочными отложениями кайнозойского и позднемелового возраста. Нижняя ступень находится на глубине океана свыше 5500 м, т.е. в области с океаническим типом коры. Слабослоистые породы, слагающие "фундамент" ступеней, представляют собой обрушенные и перекрытые мезозойско-кайнозойскими осадками фрагменты континентальных блоков, что, видимо, свидетельствует о редуцированном характере океанической коры на этом участке.
В котловине Сьерра-Леоне установлен океанический тип земной коры [Sheridan et al., 1969] с низкими значениями граничных скоростей для "третьего" слоя, сравнимых со скоростями, характеризующими докембрийский фундамент Либрийского щита (6,22—6,59 км/с и 6,10—6,50 км/с соответственно), что, на наш взгляд, свидетельствует о вторичном характере океанической коры на этом участке [Юнов, 1978].
Строение материковой окраины северного побережья Гвинейского залива осложнено разломной тектоникой. Трансформные разломы Срединно-Атлантического хребта под острым углом сочленяются с континентальным склоном Сьерра-Леоне, Либерии, Ганы, Бенина.
На шельфе и склоне развиты узкие грабеновидные прогибы, выполненные терригенными отложениями мелового-кайнозойского возраста. В ряде случаев от предмелового размыва сохранился комплекс палеозойских платформенных образований, нефтеносных на шельфе Ганы и отделенных от меловых отложений Платовыми долеритовыми интрузиями позднеюрского-раннемелового возраста.
Мощный осадочный кайнозойский комплекс дельтового происхождения развит на шельфе и склоне Нигерии. Он осложнен гравитационной складчатостью, особенно интенсивной в зоне склона. С юго-востока он ограничен вулканическим поясом Камерун — о. Фернандо — п-ов Аннобон, отделяющий субширотную континентальную окраину Гвинейского залива от субмеридиональной окраины юго-западной части континента. В пределах последней широко развита область солянокупольной тектоники, продолжающаяся в сторону глубоководной котловины до глубины 3500 м и отделенная от области разбития океанической коры горстовидными поднятиями. Доаптский базальный комплекс представлен мощной толщей континентальных терригенных образований, залегающих на обрушенных блоках докембрийского фундамента. Характер строения континентальной окраины свидетельствует, что на значительной площади современного океанского дна до апта господствовали континентальные условия.
К югу от Китового хребта континентальная окраина весьма своеобразна. Осадочные бассейны на суше практически отсутствуют, шельф переуглублен, зона полосовых магнитных аномалий приближена к континенту.
По имеющимся данным, морские условия здесь существовали уже в юрское время, как и на северо-восточном сегменте континентальной окраины Африки.
Анализ геологической истории континентальной окраины Западной Африки показывает, что начальным этапам формирования этой области на кратоне предшествовал длительный этап относительного тектонического покоя. Заключительная эпоха геосинклинальной тектоно-магматической активности в Африке датируется возрастом 520 млн. лет и выполняет роль заключительной фазы тектогенеза. Платформенный этап на кратоне длится с позднекембрийского времени, В пределах обширных внутрикратонных областей, которым отчасти соответствуют современные границы синеклиз Тауденн, Конго, Вольта, Бове, в течение палеозоя формировался платформенный чехол, область распространения которого была шире современной. Герцинский этап складчатости охватил северную и южную области континента и проявился в пределах северо-западной части кратона в виде образования интенсивных зон смятия (система Мавританид). Северная часть атлантической окраины континента тесно связана с развитием субширотной зоны Западного Тетиса; видимо, именно этим объясняется более раннее развитие здесь континентальной окраины на фоне ранних фаз раскрытия Протоатлантического океана.
Орогенному этапу герцинид Северо-Западной Африки соответствовали общее поднятие, размыв, начало раскола вдоль всей современной зоны континентальной окраины Западной Африки. В пределах современных окраин с герцинских северной и южной периферийных областей африканского материка процесс обрушения, образования систем грабеновидных прогибов и накопления красноцветных континентально-лагунных формаций с проявлениями основного вулканизма начался в триасе, непосредствен но после завершения герцинского цикла. В условиях общего растяжения и развивающегося рифтогенеза и раскрытия Протоатлантического океана процесс ослабления сплошности земной коры, увеличения ее проницаемости для магматических расплавов начал мигрировать вдоль зоны континентальной окраины с севера и с юга. Образование серии грабеновидных прогибов и накопление в них тафрогенных комплексов на северо-западе и юго-западе кратона начались в юрское время. К концу поздней юры - началу раннего мела этот процесс достиг зоны субширотного приэкваториального сегмента.
Морские условия в северо-западной части континентальной окраины связаны с продолжением сюда в юрское время области Западного Тетиса.
В раннемеловое время активно развиваются тафрогенные прогибы в Анголо-Габонской зоне и в Гвинейском заливе на месте областей крупных сводовых поднятий. Морские позднеюрские фации сменяются мелководными и континентальными в области современных шельфа и склона в северо-западном сегменте окраины.
Соединение Северного и Южного протоатлантических бассейнов в единый Атлантический произошло после апта. Повсеместно начинал отлагаться плитный морской комплекс, представленный преимущественно писчим мелом. Поскольку аналогичные синхронные фации исключительно широко представлены на Европейском и Азиатском континентах, глубина океана была много меньше современной. Писчий мел считается типичной фацией эликонтинентальных морей.
Образование глубоководных котловин в области континентальных окраин завершилось после крупного предмиоценового несогласия в неогене. Многочисленные факты залегания в окраине континентальных, прибрежно-морских отложений под морскими позднемеловыми-палеогеновыми и последних под глубоководными неогеновыми свидетельствуют о времени формирования субокеанической коры на месте первично континентальной в границах области "'спокойного магнитного поля".
Аналогичные процессы развития пассивных материковых окраин происходили и в северо-западном секторе Индийского океана. На его западной окраине в пределах восточноафриканского сектора континента от позднего карбона до юры в крупных приразломных прогибах накапливались континентальные образования серии карру, включавшие в Танзании и на шельфе Мозамбикского пролива эвапориты триасового возраста. Морские условия установились на севере в раннеюрское время и мигрировали в течение юры до южной оконечности окраины. Обширный морской бассейн существовал в это время в Сомали и через восточную часть Аравийского полуострова соединялся с Восточным Тетисом. Условия относительно глубоководного океанического бассейна наступили на севере в меловое время, в Мозамбикском проливе — после эоцена. Здесь океанические глубины и субокеаническая кора образовались на месте былого континентального блока. После олигоценовой регрессии широкая трансгрессия отмечается в миоцене.
Для восточно- и западноиндостанских материковых окраин нет определенной ясности о ранних этапах их развития из-за слабой изученности их строения. История западноиндостанской окраины тесно связана с этапом проявления позднемелового-палеоценового траппового вулканизма Декана. Дотрапповый этап истории для южной части окраины неясен. В северной части Индостанского субконтинента после длительного перерыва в осадконакоплении в условиях относительно стабильного существования щита наступил гондванский этап формирования грабеновидных прогибов, завершившийся в позднем триасе. До конца юрского времени в грабенах накапливались континентальные угленосные, местами и морские отложения. Раннемеловое время характеризовалось отложением морских карбонатных осадков. На фоне начавшегося общего воздымания в позднемеловое время интенсивно проявляется трапповый магматизм, сменившийся в палеоцене этапом обрушения континентальных блоков, формирования грабеновидных прогибов типа Камбейского, в которых накапливались продукты разрушения траппов. В эоцене после фазы сжатия и деформации в Кембейском грабене стали накапливаться морские отложения. Морской режим после ряда тектонических фаз и местных несогласий в олигоцене устанавливается почти повсеместно в миоцене и продолжается до плиоцена, когда усиливаются контрастные разнонаправления движения, приведшие к осушению прибрежных областей современной суши и углублению океанической котловины Аравийского моря.
В разрезе континентальной окраины наблюдается закономерная смена субаэральной трапповой формации континентальными, мелководными и глубоководными морскими отложениями, чему, очевидно, соответствует переработка первично континентальной коры в субокеаническую.
Восточно-Индостанская окраина характеризуется сбросовой тектоникой в южной части. Изученные разрезы свидетельствуют о длительном этапе накопления континентальных фаций в приразломных прогибах, вплоть до позднеюрского-раннемелового времени. В течение мела в бассейнах, возможно, унаследованных от гондванского этапа и расположенных на шельфе, склоне юго-восточной окраины Индостана, происходило накопление континентальных и прибрежно-морских образований с преобладанием морских в конце позднего мела. На рубеже позднего мела-палеоцена э связи с общим подъемом происходит размыв, сменившийся в эоцене погружением и трансгрессией моря.
После подъема и перерыва в олигоцене повсеместно интенсивно проявилась миоценовая трансгрессия. Плиоцен-плейстоценовая регрессия проявилась в накоплении континентальных грубозернистых образований.
Осадочный комплекс континентальных окраин Индостана характеризуется большими мощностями и заходит на сушу лишь в виде ограниченных по площади и мощности седиментационных заливов. Максимальные мощности в Аравийском море приурочены к шельфу и континентальному склону,в бенгальском заливе — к нижней части континентального склона. Разрез отличается чередованием трансгрессивных и регрессивных фаций.
Палеоглубины дна Индийского океана для отрезка времени с поздней юры до современного, построенные по материалам глубоководного бурения, свидетельствуют, что не только континентальные окраины, но и котловины океана испытали прогрессирующее углубление, размах которого достигал 4 тыс. м и в процессе которого терригенные, вулканогенные или карбонатные фации постепенно сменялись глубоководными (Kidd, Davies, 1978]. Для ряда участков океана отмечена смена субаэральных условиях пелагическими с амплитудой опускания 2500 м за период, прошедший с конца позднемелового времени.
Районы акватории Аравийского моря Бенгальского залива характеризуются "спокойным магнитным полем". Полосовые магнитные аномалии, типичные для океанического дна, развиты лишь в юго-западной части Аравийского моря, на расстоянии свыше 1500 км от континентальных окраин Индии и Пакистана и на большом удалении от южной границы Бенгальского залива.
По материалам глубинных геофизических исследований, земная кора в котловине Аравийского моря — субокеанического типа, характеризуется резким переходом к субконтинентальной коре материковой окраины Индостана и Лаккадивского хребта [Клосс и др., 1978].
В Бенгальском заливе земная кора, по имеющимся материалам, отличается большой мощностью неуплотненных осадков и низкими значениями граничных скоростей для поверхности, принимаемой за "фундамент" (порядка 6,18-6,22 км/с), что не дает возможности отождествлять его с "третьим океаническим слоем" [Naini, Leyden, 1973). Указанные исследователи приходят к выводу, что земная кора в Бенгальском заливе должна быть отнесена к континентальному типу.
Материалы по строению и развитию континентальных пассивных окраин на примере Индостана и Западной Африки свидетельствуют о широком развитии вертикальных движений на обширных площадях Атлантического и Индийского океанов, которые происходили в условиях растяжения под влиянием глубинных процессов, ведущих к деструкции и переработке первично континентальной коры в кору субконтинентальную и субокеаническую.
Процесс формирования пассивных континентальных окраин имеет определенные черты сходства с процессами формирования осадочного комплекса древних и молодых платформ. Начальный этап развития пассивных окраин тесно связан с океаническим рифтогенезом. На континентальных бортах расширяющихся океанических рифтовых зон этап обрушений наступает обычно после длительного платформенного развития кратона, а в герцинских областях — после завершения складчатости и орогенеза. На континентах этому этапу соответствует тафрогенный этап развития платформ.
По мере развития океанического бассейна тафрогенный комплекс континентальных окраин сменяется морским плитным, как и в платформенных областях материков. При этом необходимо отметить, что основная цикличность мезозойского осадконакопления (чередование трансгрессивных и регрессивных циклов, терригенных и карбонатных фаций) после завершения герцинской фазы на пассивных материковых окраинах Африки и Индостана и в платформенных областях Евразии (на Западно-Европейской, Скифской, Туранской, Западно-Сибирской плитах) происходила синфазно, что отчасти объясняется их связью с областью Тетиса.
Дальнейшее развитие океанов ведет к перестройке коры под первично-континентальными блоками, втягиванию в погружение внешней зоны материковых окраин, расширению за их счет океанических котловин, смене мелководных пелагических осадков глубоководными.
Области "спокойного магнитного поля", видимо, соответствуют блокам первично континентальной коры, превратившейся в субокеаническую и океаническую. В этом случае все палеореконструкции взаимного положения континентов в ранние фазы раскрытия океанов и до начала этого раскрытия, построенные по очертаниям современных континентальных склонов и тем более побережий, мало обоснованы.
Пассивные континентальные окраины, характеризующиеся определенными чертами сходства в строении, развитии и седиментационной цикличности с платформенными областями материков, обладают большим нефтегазовым потенциалом, о чем свидетельствует наличие в их пределах таких месторождений, как Эмерод-Марин и "Бомбейский свод". Выявленные многочисленные благоприятные структурные формы, в том числе соляные купола, брахиантиклинаяи, складки платформенного типа, наличие коллекторов и покрышек при максимальных мощностях осадочного комплекса дают основание высоко оценивать перспективы подводных пассивных окраин и за пределами шельфа.
Литература
- Бабенко К.М., Панаев В.А., Свистунов Ю.И. О строении осадочной толщи Аравийского моря. - Докл. АН СССР, 1977, т. 237, №2.
- Клосс Г., Нарайн X., Гарде С. Континентальные окраины Индии. — В кн.: Геология континентальных окраин. М.: Мир, 1978.
- Шуберт Ю., Фор-Мюре А. Тектоника Африки. М.: Мир , 1973.
- Юное А,Ю. Строение и перспективы нефтегазоносности подводных окраин континентов (на примере Западной Африки и Восточной Азии) . — Геол. и геофиз., 1978, вып. 2.
- Allen J. R. The Nigerian continental margin. — Mar. Geol., 1964, N1.
- Bossard J. et al. Crustal structure of the Western Canary Islands from seismic. — J. Geophys. Res., 1970, vol. 75, N 26.
- Cratchley C.R. An interpretation of the geology and gravity anomalies of the Benue valley, Nigeria. — Overseas Geol. Surv., Lond. Geophys. Pap., 1965, N1.
- Emery K.O. et al. Continental margin of W. Africa: Cape St. Francis (S. Africa) to Walvis Ridge (S. W. Africa) . — Bull. Amer. Assoc. Petrol., 1975a, vol. 59/1.
- Emery K.O, et al. Continental margmof W. Africa: Angola to Sierra Leone. — Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 1975b, vol. 59/12.
- Hospers J. Gravity field and structure of the Niger delta. — Bull. Geol. Soc. Amer., 1970, vol. 76.
- Kidd R. Davies Th. Indian ocean sediment distribution since the late Jurassic. — Mar. Geol., 1973, vol. 25.
- Naini ВЯ, Leyden R. Ganges Cone: A wide seismic reflection and refraction study. — J. Geophys. Res., 1973, vol. 78 (35).
- Robb Z.M. Structure of continental margin between Cape Rhir and Cape Sim. Morocco. N.W. Africa. — Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 1974, vol. 55, N 5.
- Sheridan R. et al. Structure of continental margin of Sierra Leone, W. Africa. - Geophys. Res,. 1969, vol. 74, N10.
- Seibofd E., Him K. German cruises to the continental margin of N.W, Africa in 1975; General reports and preliminary from "Valdivia 10 and "Meteor" 39. — "Meteor" Forschungser-gebnisse, 1976, N25.
- Uchupi E. et al. Continental margin of W. Africa: Senegal to Portugal. - Bull. Amer. Assoc, Petrol. Geol., 1976, vol. 60, N5.