Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПРИРОДНЫХ РЕЗЕРВУАРОВ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ПРИКАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ И ОЦЕНКА ПЕРСПЕКТИВ ИХ НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ

Абилхасимов Х. Б.,

Глава 3. ЛИТОЛОГО-СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПАЛЕОЗОЙСКОГО КОМПЛЕКСА

Прикаспийский бассейн обособлен на ряд зон, различающихся по характеру осадконакопления, что отражается на распределении в бассейне осадков с определенным составом и структурно-текстурными признаками. Полученный набор характерных признаков позволил получить обобщенную модель фаций для осадочного бассейна. В пределах обстановок осадконакопления подразделяются более мелкие, существенно однородные субобстановки, в которых накапливаются осадки с определенными характерными особенностями. На основе структур и текстур пород, их цвета, состава цемента реконструируются параметры и режимы седиментации, которые позволяют строго определить пределы (границы) распространения на маринографическом профиле обстановок осадконакопления.

СЕВЕРНАЯ БОРТОВАЯ ЗОНА ДИСЛОКАЦИЙ

В строении глубокопогруженного подсолевого комплекса северной бортовой зоны Прикаспийской впадины принимают участие девонские, каменноугольные и нижнепермские отложения, отличающиеся многообразием фаций и своеобразием их смены по латерали и вертикали. Исследование разрезов и их корреляция позволили выявить различные типы разрезов, которые характеризуются полной и сокращенной стратиграфической последовательностью.

Выделяются Карповская, Федоровская, Аксайская и Соль-Илецкая структурно-фациальные зоны, различающиеся по структурно-морфологическим характеристикам, продуктивности литолого-стратиграфических комплексов и типам залежей.

Осадочный чехол состоит и подсолевого, соленосного и надсолевого мегакомплексов отложений. Подсолевая часть осадочного чехла расчленяется на литолого-стратиграфические комплексы, отражающие чередование в докунгурском палеозое преобладающих карбонатных и подчиненных терригенных толщ (снизу вверх): преимущественно терригенный нижнедевонский, карбонатный эйфельский, терригенный (терригенно-карбонатный) живетско-нижнефранский, карбонатный верхнефранско-турнейский, терригенный (терригенно-карбонатный) косьвинско-бобриковский, карбонатный визейско-нижнебашкирский, терригенный верхнебашкирско-нижнемосковский, карбонатный московско-артинский (рис. 3.1).

Выделенные литолого-стратиграфические комплексы объединяются в шесть мегапоследовательностей (составных последовательностей), отражающих глобальные изменения уровня моря и включающих низкоуровневую, трансгрессивную и высокоуровневую группы последовательностей или серии.

Осадочный чехол начинается с нижнедевонского терригенного комплекса отложений (эмский ярус). Более древние отложения, возможно, развиты в Рубежинско-Перелюбском (Погодаево-Остафьевском) прогибе. Толщина нижнедевонских отложений меняется от 40 до 80 м в пределах приподнятой части территории и до 110–160 м в опущенной. Отложения нижнего девона вскрыты скважинами: 4, П-9, 10 Чинаревскими, П-41, 2, 9, 10 Первосоветскими, П-48 Приграничной. Представлены они гравелитами, песчаниками и аргиллитами. При этом гравелиты преобладают в разрезе скважины П-9, вскрывшей комплекс значительной толщины и ближе всех расположенной к наиболее приподнятой части Чинаревского выступа. Описание отложений нижнего девона свидетельствует о том, что они представляют собой продукты разрушения кристаллического фундамента и, если судить на основании слабой окатанности обломочного материала, формировались без дальней транспортировки материала.

Отложения нижнего девона в пpеделах Каpповского выступа фундамента, фоpмиpовались, в мелководном морском бассейне в эпоху приподнятого положения уpовня моря. В пределах Приграничной приподнятой зоны и Чинаревского выступа длительное время была суша, поскольку нижнедевонские отложения здесь представлены, по-сути, корой выветривания фундамента толщиной около 60 м. В относительно прогнутых частях (Рубежинско-Перелюбский прогиб и Внутренняя прибортовая зона) в эпоху низкого положения уровня моря накапливались глинистые и карбонатные отложения. Последние могли сопровождаться рифообразованием на границе мелководья и относительного глубоководья с предположительно некомпенсированным типом седиментации. По существующим представлениям нижнедевонские отложения в основном выступают в качестве толщи выполняющей неровностей рельефа фундамента и развивавшейся преимущественно конседиментационно.

На рис. 3.3–3.7 приведены корреляционные схемы разрезов палеозоя северной бортовой зоны.

Разрезы центральной части Карповского выступа формировались в условиях шельфа. Для Приграничной приподнятой зоны характерен более мелководный характер карбонатных образований. В южной части выступа (Зап.-Каменская площадь), условия также были оптимальными для формирования мелководных карбонатных отложений. Оптимальными для развития строматопоровых карбонатных органогенных построек были условия в пределах Чинаревского выступа фундамента. На распределение толщин карбонатных пород, оказывала влияние разница в глубинах ложа прогибов и обрамляющих их палеоподнятий, унаследованных от выступов фундамента. В приподнятых участках могли отлагаться мелководные карбонаты, формироваться шельф и его барьерно-рифовое обрамление. В прогибах процесс осадконакопления был замедлен и отлагались преимущественно глубоководные кремнисто-карбонатные осадки.

Нижнеэйфельские карбонатные отложения в еще больших толщинах могут быть развиты в погруженных частях палеобассейна. Карбонатные бийские отложения формировались в эпоху высокого положения уровня моря и представлены преимущественно глубоководными отложениями. Мелководные отложения формировались в пределах Чинаревского выступа, Приграничной приподнятой зоны, Карповского выступа и, возможно, в виде нескольких участков на восточном и южном продолжениях последнего.

Предполагаемые рифовые среднедевонские пояса северной и южной краевых частей Погодаево-Остафьевского прогиба в настоящее время, по-видимому, в определенной мере погружены в прогиб по сбросам, развивавшимся, судя по всему, конседиментационно.

В начале живетского времени уровень моря понизился, и осадконакопление активно происходило в пониженных частях территории, что связано с активным привносом терригенного материала, по всей видимости, водными потоками и его распределением в осадочном бассейне. Однако отложения комплекса из-за среднефранской фазы тектогенеза и последовавшей за ней эрозии не сохранились или сохранились в сокращенном объеме в пределах выступов фундамента (поднятий). В пределах Чинаревского выступа фундамента комплекс также отсутствует на его приподнятой части. Он вскрыт по периферии выступа скважинами 11 Чинаревская, П-25 Ташлинская, 101, 106
Долинные и др. В начале живетского времени произошло снижение уровня моря и осадконакопление происходило в пониженных частях территории. Общая палеогеографическая обстановка для такого осадконакопления была благоприятной, однако к востоку (Кошинская площадь) воробьевский горизонт значительно сокращается в толщине и по составу и строению напоминает глубоководные отложения.

Рис. 3.1. Сводный геологический разрез. Северный борт Прикаспийской впадины

Рис. 3.2. Северное обрамление Прикаспийской впадины. Схематический геологический разрез

Рис. 3.3. Схема сопоставления разрезов подсолевых отложений Северной прибортовой зоны Прикаспийской впадины

Наличие в разрезах ряда скважин Чинаревского выступа грубообломочных песчаников С.С. Коноваленко (Коноваленко, 1999) связывает с транспортировкой грубого материала по осевой части прогиба, где прогнозируются флювиальные рукавообразные залежи.

Размыв рифейских грубозернистых отложений, сцементированных глинистым цементом, мог стать причиной формирования по периферии поднятия обширных песчаных (песчано-гравийных) отмелей (пляжей) или конусов выноса.

В периоды карбонатного осадконакопления в живетское время (ардатовские слои), органогенные постройки формировались в относительно приподнятых зонах, в первую очередь, по периферии Чинаревского выступа фундамента (Долинная площадь).

По сейсмическим данным выделяется множество клиноформ в толще компенсации Погодаево-Остафьевского прогиба, что свидетельствует о большой скорости осадконакопления, обусловленной транспортировкой терригенного материала с запада на восток вдоль прогиба.

Рис. 3.4. Корреляция верхнедевонских отложений прибортовой зоны Прикаспийской впадины

Рис. 3.5. Корреляция отложений турнейского яруса северной прибортовой зоны Прикаспийской впадины

Рис. 3.6. Корреляция отложений визейского яруса северной прибортовой зоны Прикаспийской впадины

Рис. 3.7. Корреляция отложений башкирского и московского ярусов северной прибортовой зоны

a b

c d

Рис. 3.8. Сравнение пород из бийских отложений скв. 4 Чинаревская (a, c-строматопоровые, b-амфипоровые) со строматопоровыми отложениями формации Каирн, Зап. Канада (d)

Верхнефранско-турнейский карбонатный комплекс комплекс сложен франским и фаменским ярусами верхнего девона и турнейским ярусом нижнего карбона.

По сравнению с предыдущим, среднедевонским, этапом карбонатонакопления для данного этапа характерно существенное расширение области мелководного карбонатонакопления, охватившей не только приподнятые участки, но также западную часть Рубежинско-Перелюбского прогиба и значительную часть территории южнее Карповского выступа. С формированием данного комплекса практически завершается активное проявление локального тектогенеза, и только отдельные тектонические нарушения проявляются по кровле комплекса.

Нижневизейский терригенно-карбонатный комплекс представлен бобриковским горизонтом (20–60 м), а в Погодаево-Остафьевском прогибе и на его выходе в Прикаспийскую впадину кожинским надгоризонтом в составе косьвинского (терригенный) и радаевского (преимущественно карбонатный) горизонтов, максимальной толщиной до 1000 м.

Литофациальная обстановка кожинского надгоризонта, играющего решающую роль в выполнении Погодаево-Остафьевского прогиба, окончательно не изучена. Судя по данным сейсморазведки, его толща делится на несколько последовательных уровней заполнения. В нижнем, соответствующем косьвинскому горизонту, прослеживается проградационный характер отложений в сторону прогиба с клиноформными терригенными толщами заполнения.

Визейско-нижнебашкирский карбонатный комплекс состоит из тульского, алексинского, михайловского и веневского горизонтов визейского яруса, серпуховского яруса (нижний карбон) и нижнебашкирского подъяруса среднего карбона. Главной особенностью его развития, как и других карбонатных комплексов, является смена мелководно-морской карбонатной седиментации платформенного типа через рифовую, в области платформенного края, на глубоководную депрессионную.

Карбонатный комплекс формировался в условиях высокого положения уровня моря, и соответствует высокоуровневой группе последовательностей визейско-башкирской составной последовательности. Визейско-башкирский рифовый пояс смещен к югу по отношению к девонско-турнейскому, а в восточной части района он контролируется клиноформой кожинского надгоризонта.

Московско-нижнепермский комплекс включает верейскую терригенную и каширско-нижнепермскую карбонатную толщи.

Ассельские отложения в объеме всех трех фузулинидовых зон изучены в западной части северной бортовой зоны, где они залегают на отложениях верхнего карбона или московского яруса среднего карбона. На остальной части северного борта отложения ассельского яруса залегают несогласно на отложениях среднего и нижнего карбона. В пределах карбонатного мелководного шельфа ассельский ярус мощностью 50–200 м сложен карбонатными отложениями. В зоне бортового уступа, где широко развиты органогенные постройки, ассельский ярус сложен биогермными и слоистыми мелководно-шельфовыми образованиями, вмещающими органогенные постройки. В ассельских отложениях в пределах Карачаганакского рифа выделяется три биогермные постройки, образующие холмоподобные вершины в пределах органогенной постройки сундучной формы с плоским сводом и крутыми крыльями, образованной подстилающими верхнедевонскими и каменноугольными отложениями.

Отложения сакмарского яруса в северной бортовой зоне развиты повсеместно. В западной части зоны они представлены только отложениями тастубского горизонта, в восточной части имеет полный стратиграфический объем. В пределах мелководного шельфа в зарифовой зоне тастубский горизонт сложен микро – тонкозернистыми известняками и доломитами с прослоями органогенно-детритовых и псевдооолитовых разностей. В зоне бортового уступа сакмарский ярус сложен слоистыми карбонатами с включениями биогермных. Биогермные отложения представлены серыми и светло-серыми мшанковыми и мшанково – багрянковыми, органогенно-детритовыми, фораминиферово-водорослевыми известняками и реликтово-органогенными доломитами.

Артинские отложения развиты повсеместно в объеме двух подъярусов. В пределах мелководного зарифового шельфа отложения яруса толщиной от 62 до 182 м в основании сложены псевдоэндотировыми псевдооолитовыми, микрофитолитовыми и микрозернистыми известняками, которые вверх по разрезу сменяются микрозернистыми известняками с прослоями доломитов. Завершается разрез пачкой ангидритов толщиной от 10 до 25 м. В зоне бортового уступа развиты слоистые и биогермные карбонатные отложения. Толщина отложений яруса в зоне бортового уступа колеблется от 30 до 338 м (Матлошинский, 1988; Кабацкая и др., 1988). В северной внутренней прибортовой зоне среди депрессионных отложений на Карачаганакском островном рифе изучены рифогенные отложения каширско-артинской карбонатной формации. Однако в пределах рифа присутствует только верхняя, нижнепермская часть формации, нижняя часть формации в объеме московских и верхнекаменноугольных отложений выпадает из разреза и ассельские отложения залегают несогласно на серпуховских образованиях в своде и на нижнебашкирских – на крыльях.

Рис. 3.9. Геологический разрез Карачаганакской карбонатной платформы

Артинская часть формации Карачаганакского островного рифа представлена толщей карбонатных пород мощностью более 200 м. Это образования биогермных построек, которые несколько сместились к центру массива. Биогермы образованы синезелеными, сифониковкыми ибагряными водорослями в меньшей степени тубифитесами, мшанками, криноидеями, брахиоподами, фузулинидами, фораминферами, гастроподами, трилобитами и одиночными кораллами (Москвич, 1988).

Рис. 3.10. Литолого-стратиграфический разрез Кобландинской зоны

Как следует из кривой Р. Вейла, именно на середину раннепермской эпохи приходится резкое понижение уровня мирового океана. Согласно представлениям А.П. Лисицина, в эту эпоху большая часть шельфа, особенно его мелководные участки, становятся ареной многочисленных субаэральных перерывов. В тоже время происходит «сброс» значительной массы накопившихся осадков на второй глобальный уровень седиментации (континентальный склон, его подножье и абиссальные равнины); вполне вероятен перенос осадочного материала с шельфа и его бровки непосредственно к подножью нижнепермского бортового уступа, а в случае пологих склонов, в более глубоководные участки. Здесь сохраняются стабильные условия для накопления осадков, и по мере падения уровня они приобретают черты мелководной седиментации. Такое объяснение хорошо согласуется особенностями строения разрезов, непосредственно примыкающих к крутым склонам нижнепермского борта (Тепловско-Токаревской зоны, Восточно-Ветелкинская площади), и разрезов артинского яруса Павловской, Чинаревской и Рожковской площадей. Набор и состав слагающих их пород во многом обусловлены особенностями осадконакопления в сопряженных с ними участках борта впадины. Так, в Тепловско-Токаревской зоне в их составе большое значение имеют остатки рифостроителей биогермные породы.

Рис. 3.11. Геологический разрез скв. 1 Дарьинская

Рис. 3.12. Геологический разрез скв. П-23 Бурлинская

Рис. 3.13. Геологический разрез скв. 11-Чинаревская

Таким образом, используя основные положения теории А.П. Лисицына о лавинной седиментации и перерывах в осадконакоплении, можно по-новому подойти к интерпретации некоторых палеогеографических обстановок в верхнем палеозое северной бортовой зоны Прикаспийской впадины.

Известняк обломочный неравномерно перекристаллизованный, пористый (рис. 3.14). Обломочная часть (70 %) представлена обломками известняков пелитоморфных, пелитоморфных со сферами и остатками водорослей, редкими остатками иглокожих, водорослей, створками раковин. Цементом является мелкокристаллический кальцит (20 %). Большая часть обломков окружена крустификационными каемками кальцита. Порода неравномерно перекристаллизована, с образованием участков среднекристаллического кальцита, окрашенных в бурый цвет. В шлифе установлено, что отдельные участки перекристаллизации связаны с тончайшими трещинками, выполненными буро-коричневым веществом. Поры, в основном, приурочены к межформенному пространству и связаны с выщелачиванием цемента. Некоторые поры образованы за счет внутрискелетного выщелачивания. Поры обладают разнообразной формой, их границы не ровные, часто покрыты щетками кальцита. Часть пор выполнена черным веществом. Это вещество также локализуется и по стенкам открытых пор.

Рис. 3.14. Обр. 9066 скв. Г-11 Чинаревская. Инт. 5110–5115 м (фото шлифа, N+)

Известняк доломитизированный мелкокристаллический с детритом и шламом, перекристаллизованный, неравномерно глинистый (рис. 315). Порода окрашена в бурый цвет, содержит остатки раковин брахиопод, остракод, гастропод, редкие целые, в основном перекристаллизованные раковинки остракод. Также перекристаллизован крупный брахиоподовый детрит. Порода интенсивно пиритизирована. Пирит располагается в основной массе, а также пигментирует детрит. Буро-коричневое вещество локализуется по границам кристаллов, выполняет отдельные мелкие поры и короткие тонкие извилистые трещинки, затухающие в пределах шлифа.

Рис. 3.15. Обр. 9067 скв. Г-11 Чинаревская. Инт. 5196–5205 м (фото шлифа, N+)

Песчаник кварцевый мелкозернистый с глинистым цементом (рис. 3.16). Зерна кварца не окатанные, содержат тонкодисперсные включения, иногда трещиноваты. В породе наблюдаются редкие акцессорные минералы и единичный растительный детрит. Глинистый цемент буровато-зеленого цвета, участками интенсивно пропитан буро-черным веществом. В породе наблюдаются два вида трещин: сложно ветвящиеся извилистые, выполненные буро-черным веществом и открытые тонкие, развивающиеся, как правило, по этим же участкам.

Рис. 3.16. Обр. 9068 скв. Г-11 Чинаревская. Инт. 5310–5316 м (фото шлифа, N+)

Алевролит кварцевый, с глинисто-карбонатным цементом порового и базального типами (рис. 3.17). В породе встречены единичные пиритизированные раковинки, растительный детрит, многочисленные агрегаты пирита. Порода плотная.

Рис. 3.17. Обр. 9069 скв. Г-11 Чинаревская. Инт. 5395–5400 м (фото шлифа, N-)

Рис. 3.18. Обр. 9070 скв. Г-11 Чинаревская. Инт. 5482–5491 м (фото шлифа, N-)

Известняк мелкокристаллический с остатками тентакулит, перекристаллизованный, доломитизированный, сульфатизированный, неравномерно глинистый, слабо трещиноватый (рис. 318). Доломитизация проявляется в виде отдельных точечных равномерно рассеянных кристаллов, сульфатизация – в виде замещения кальцита ангидритом. По границам кристаллов, в мелких изолированных порах, коротких, затухающих трещинках наблюдается темно-бурое вещество. Глинистое вещество образует отдельные мелкие линзочки.

Рис. 3.19. Геологический разрез скв. УГС-3 Долинская

Известняк обломочный, сцементированный карбонатно-глинистым веществом (рис. 3.20). Обломочная часть составляет 85–90 %. Представлена обломками пелитоморфных, узорчатых, комковатых, обломочных, органогенно-обломочных известняков. Кроме того, встречаются редкие остатки иглокожих и брахиопод. Большая часть обломков имеет между собой конформики, микростиллолитовые границы. Карбонатно-глинистый цемент имеет ярко коричневую окраску, содержит зерна кварца алевритовой размерности, кристаллы доломита. Контакты между зерна ми пигментированы пиритом и битумом. По некоторым органогенным обломкам развивается окремнение. В отдельных обломках известняка наблюдаются трещины, залеченные кальцитом.

Рис. 3.20. Обр. 9071 УГС-3 Долинская. Инт. 6526–6536 м (фото шлифа)

Рис. 3.21. Обр. 9072 УГС-3 Долинская. Инт. 6662–6672 м (фото шлифа)

Известняк микрокристаллический, доломитизированный, с редким шламом, выделениями пирита, с сутурными швами, по которым развивается буро-черное глинистое вещество (рис. 321) . Порода слабо трещиноватая. Тончайшие трещинки залечены кальцитом.

Рис. 3.22. Обр.9073 УГС-3 Долинская. Инт. 6739–6758 м (в.к. 4,0 м) (фото шлифа)

Известняк обломочный, доломитизированный, неравномерно перекристаллизованный (рис. 3.22). Обломочная часть представлена известняками узорчатыми сферово-микрокомковатыми, органогенно-обломочными, обломками мшанок, иглокожих, фораминифер. Порода пятнисто перекристаллизованная, в результате чего отсутствуют четкие контуры между цементом и обломками. Перекристаллизованные участки представлены среднекристаллическим кальцитом с реликтами обломочного известняка. Порода трещиноватая. По трещинам развита доломитизация. Многие обломки пигментированы пиритом. Отдельные участки породы пропитаны коричневым веществом.

Известняк обломочный, интенсивно окремненный, пропитанный битумом, сильно трещиноватый (рис. 3.23). Много обломков фораминифер, иглокожих.

Известняк обломочный, интенсивно окремненный, пропитанный битумом, сильно трещиноватый (рис. 3.24). Много пирита. Остатки иглокожих, брахиопод.

Рис. 3.23. Обр. 9074 УГС-3 Долинская. Инт. 6810–6816 м (в.к. 1,5 м) (фото шлифа N-)

Рис. 3.24. Обр.9075 УГС-3 Долинская. Инт. 6817–6824 м (в.к. 3,0 м) (фото шлифа, N-)

Известняк органогенно-обломочный (рис. 3.25). Обломочная часть представлена известняками комковатыми, пелитоморфными с мелким детритом и шламом, узорчатыми обломками иглокожих, фораминифер, брахиопод, остракод. Цемент – мелко-среднекристаллический кальцит. Обломки разноразмерные, но со следами окатанности. На некоторых из них наблюдается пиритовый пигмент. Некоторые обломки имеют микростиллолитовые контакты, по которым развивается буро-коричневое органическое вещество. Порода трещиноватая. Трещины выполнены как кальцитом, так и доломитом, разнонаправленные. Некоторые обломки окремнены.

Рис. 3.25. Обр. 9076 УГС-3 Долинская. Инт. 6941–6948 м (в.к. 4,0 м) (фото шлифа, N-)

Известняк органогенно-обломочный, неравномерно перекристаллизованный и доломитизированный, сцементированный мелко-среднекристаллическим кальцитом (рис. 3.26). Наблюдается окварцевание. Остатки фауны гранулирваны. Отмечены остатки фораминифер, иглокожих.

Известняк органогенно-обломочный, гранулированный, крупно-детритовый, доломитизированный (рис. 3.27). Много органогенных обломков: брахиоподы, раковины остракод, членики криноидей, мелкие однокамерные фораминиферы. В известняках наблюдается реликтовая слоистость за счет прослоев глинистого материала, тонкодисперсное ОВ окрашивает прослои в коричневатый цвет. Развита сеть сутуро-стиллолитовых швов. Трещины минерализованные и открытые.

Рис. 3.26. Обр.9077 УГС-3 Долинская. Инт. 6969–6975 м (в.к. 3,4 м) (фото шлифа, N+)

Рис. 3.27. Обр. 9078 УГС-3 Долинская. Инт. 6998–7006 м (в.к. 5,5м) (фото шлифа, N+)

ВОСТОЧНАЯ бортовая зона дислокаций

С целью изучения глубинного строения и прослеживания продуктивных нефтегазоносных горизонтов в пределах восточной бортовой зоны пробурено значительное количество глубоких, параметрических, структурно-поисковых, разведочных скважин со средней глубиной от 200 до 5500 метров, наиболее глубокими являются Кожасай ПГС-1 (6031 м) и Бактыгарын Г-1 (6212 м).

На основе изучения разрезов разрозненных скважин в различных структурных условиях мы имеем представление о строении подсолевого и надсолевого комплексов отложений. Изученные разрезы имеют различную стратиграфическую полноту, толщину и разнофациальный облик, и количественное соотношение терригенных и карбонатных пород. По развитию фаунистических (фораминиферы, остракоды, пелециподы, конодонты) и палинокомплексов, имеющих сходство с комплексами Русской платформы, в Прикаспии, являющейся её юго-восточным окончанием в изученных разрезах выделены аналоги стратиграфических подразделений Русской платформ, в соответствии с решениями
МСК 1989, 1990, 2003, 2006 гг.

При составлении данной главы учтены исследования предыдущих лет специалистами АО «АктюбНИГРИ», КазНИГРИ, КазНТУ им. К. Сатпаева (ранее КазПТИ им. В.И. Ленина), ИГН им. К.И. Сатпаева, ВНИГНИ, ВНИГРИ, МИНХиГП (РУН), НВНИИГиГ по обработке каменного материала и биостратиграфическому расчленению разрезов. Надо заметить, что в последние 10 лет стратиграфические исследования по скважинам, бурящимся в пределах востока ПВ, проводятся в основном специалистами АО «АктюбНИГРИ» и западными компаниями. Следует отметить, что детальность стратиграфического расчленения отдельных наиболее полно охарактеризованных керном разрезов высоко, где возможно выделение ярусов, горизонтов и биостратиграфических зон. Однако, выделяемые зоны не имеют четких промыслово-геофизических критериев для их корреляции в соседних, не охарактеризованным керном разрезах, что и затрудняет выявление геологических закономерностей их строения и проследить по площади. В связи с чем необходимы комплексные работы палеонтологов-стратиграфов, промысловых геофизиков.

Биостратиграфическое расчленение, обоснованное комплексам фауны, позволяет проследить степень полноты разрезов на отдельных площадях и во всей Восточной зоне дислокаций, а также определить амплитуду стратиграфического несогласия. Причина стратиграфических несогласий отчасти связана с тектонической активностью, а также проявлением предпермского размыва.

Наиболее высокоамплитудные несогласия отличаются на границах девонской и каменноугольной систем, которые сопровождаются выпадением из разреза отложений среднего-верхнего девона и частично нижнего карбона (скв. Г-5 В. Акжар), а также каменноугольной и пермской систем и характеризуется отсутствием в определенном объеме отложений среднего, верхнего карбона и часто нижней перми (Кожасай, Кенкияк, Караулкелды и др.). Также отмечаются несогласия на границах ярусов и внутри горизонтов. Региональный характер имеют несогласия предпермский и между башкирским и московским ярусами.

Стратиграфический объем подсолевых отложений часто обусловлен проявление предпермского размыва, уничтожившего различные секции каменноугольного разреза. Так, в разрезах площадей Жанажол, Алибек, Жагабулак, Синельниковская, Алибекмола имеются две карбонатные толщи в полном стратиграфическом объеме, а к западу на Урихтау верхняя граница первой карбонатной толщи проходит внутри отложений касимовского яруса верхнего карбона, а на Кожасае – верхнекаменноугольные отложения полностью выпадают из разреза, на разных уровнях сохранились лишь московские отложения.

Толщина отложений КТ-I изменяется с востока на запад от 813 м на Алибекмоле, 500 м на Жанажоле и 256 м на Урихтау, сокращение КТ-II происходит с востока на запад и юго-запад от 2395 м на В. Алибекмоле; 1039 – Алибекмоле, 534 м – Кожасае до 154 м и на Жанатане 1.

В некоторых разрезах площадей Бозоба, Арансай, Кенкияк, Урихтау, Кожасай сохранились частично нижнемосковские отложения. В основном, в пределах площадей Кенкияк, Кумсай, В. Мортук, Жанатан и др. Нижнепермские отложения залегают на разные горизонты башкирского горизонта, с чем и связаны изменения толщины КТ-II.

Анализ вскрытия кровли подсолевых отложений показывает, что с востока на запад нижнепермские отложения имеют уклон на запад. Так на Алибекмоле эти отметки 160–1900 м, на Жанажол, Синельниковской 2100–2600 м, на Кожасае порядка 3000 м, на Локтыбае 3400 м и Терешковской 4080 м.

Наличие стратиграфических несогласий характерно также для надсолевой части разреза. Отличаются несогласия между пермской и триасовой, юрской и меловой системами и внутри их подразделений, что выражается в выпадении отдельных частей разреза. Что отражается в частичном отсутствии верхов татарского яруса, ограниченном присутствии отложений верхнего триаса, а также не установлены граничные отложения между юрой и мелом, соответствующие берриасу. Стратиграфические несогласия сопровождаются присутствием
пород грубого состава.

Детальный анализ биостратиграфических данных по подсолевым отложениям показывает, трассируемые на востоке Прикаспийской впадины опорные сейсмические горизонты, приурочены в основном к поверхностям несогласий. Так горизонт П1 – приурочен к эрозионной поверхности подсолевых отложений, П2 – поверхность КТ-II, П2д – эрозионная поверхность отложений девона. Все горизонты в каждом конкретном разрезе фиксируется на разном стратиграфическом уровне. В надсолевой части разреза также четко фиксируется отражающие горизонты: III (подошва мела), IV (подошва юры), Д (подошва триаса), S (кровля верхней перми) и несколько горизонтов внутри перми.

Стратиграфическая последовательность, толщина отложений, их генетические особенности позволяют выделить несколько литолого-фациальных зон в подсолевых отложениях востока Прикаспийской впадины. Из них семь хорошо изучены бурением: Актюбинская, Остансук-Джурунская, Темирская, Жанажол-Торткольская, Тускум-Кожасайская, Боржер-Акжарская, Терескенская зоны.

Палеозойский комплекс в Ново-Алексеевской, Егинды-Сарыкумакской, Шубаркудук-Коскульской, Байганинской зонах бурением изучены слабо.

Литолого-фациальные зоны в основном соответствуют принятым тектоническим, что отражает связь седиментогенеза с тектоникой. Однако конкретные границы этих зон не всегда совпадают, так как тектоническое районирование отражает распределение отложений в соответствии с современным структурным планом, а литофациальное – в палеоплане (рис. 3.31).

Рис. 3.28. Схема литолого-фациального районирования Восточной зоны дислокаций Прикаспийской впадины. Составил: Абилхасимов Х.Б.

Актюбинская зона (площади Александровская, Белогорская, Жангинская, Джуса и др.) характеризуется единой литологической толщей верхнекаменноугольно-нижнепермских сероцветных песчано-глинистых отложений с отдельными прослоями известняков, известковых гравелитов, в сакмарском и артинском ярусах увеличивается присутствие полимиктовых конгломератов и гравелитов). Вскрытая часть верхнекаменноугольных отложений составляет 330 м, а докунгурской нижней перми до 4000 м. Углы наклона слоев изменяется от 15° до 70°.

По литологическим признакам разрезы скважин схожи с разрезами обнажений Актюбинского Приуралья: Айдарлыаша, Шолаксай, Табантал, где эти отложения отнесены к песчано-глинистым молассам, сформировавшимся в условиях краевого прогиба.

По литологической характеристике изученных разрезов скважин и обнажений можно выделить фации прибрежно-морские, приливно-отливных полос, бухт и заливов.

Остансук-Джурунская зона (площади Байжарык, Остансук, Жарык, Джурун и др.) сложена мощной толщей слабо дислоцированных отложений нижней перми (2361 м) и верхнего карбона (259 м). Разрезы отложений Остансук-Джурунской зоны отличаются более грубым составом по сравнению с Актюбинской зоной (рис. 3.29).

Отложения верхнего карбона представлены мелководно-морскими, морскими отложениями, состоящими из переслаивания терригенных пород и редких карбонатов, являющихся подводно-дельтовыми образованиями.

Рис. 3.29. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Актюбинской и Остансук-Джурунской зоны

Ассельские отложения на площадях Сев. Остансук, В. Аккемир характеризуются преобладанием глинистых осадков, здесь прослеживаются переходные разности от глин к алевролитистым или песчанистым глинам, от них – к глинистым алевролитам и песчаникам. Такой тип отложений характерен для зон высокоэнергетических мутьевых и пастообразных потоков в пределах участков предустьевого взморья. На востоке Остансукского прогиба (Карнак скв. 15, 20, Белкудук П-21) в разрезе отмечается переслаивание конгломератов, известняков и глин с «плавающими» в ней угловатыми обломками известняков с фауной широкого стратиграфического диапазона. Эти отложения имеют подводно-дельтовый генезис.

Разрез сакмарского яруса представлен широким набором литолого-фациальных комплексов (переслаивание аргиллитов, песчаников, глин, гравелитов, конгломератов, реже мергели и известняки) от мелководно-морских до прибрежно-морских.

Артинский ярус представлен также широким набором литолого-фациальных комплексов от мелководно-морских до морских, сложенных подводно-дельтовыми отложениями, локально отмечаются прибрежно-морские фации. В южной части Остансукского прогиба узко локализовался конус выноса терригенно-обломочного материала, сформированный подводной авандельтой Палеоэмбы.

Темирская зона охватывает площади Арансай, Кенкияк, Бозоба, Бактыгарын, Аккум и др. Она расположена к северу от Жанажолской карбонатной платформы и граничит с ней по субширотному тектоническому разлому, который, ступенчато проходит севернее структуры Алибекмола на востоке и в районе структуры Кенкияк на западе. Характеризуется двухчленным строением (рис. 3.30). Для этой зоны характерно присутствие одной карбонатной толщи, последовательно сложенной породами девонско-нижнемосковского (верейского?) возраста толщиной до 2309 м. Формирование карбонатных пород в данной зоне происходило в условиях мелководного шельфа. Девонские отложения представлены преимущественно органогенно-детритовыми известняками. Каменноугольные отложения сложены теми же литотипами известняков, характерными для второй карбонатной толщи Жанажолской зоны. В Темирской зоне отсутствуют терригенные отложения нижнего карбона. Карбонатный комплекс отложений перекрывается 800 м терригенной толщей ассельско-артинского возраста, толщиной 250–900 м, который имеет ряд особенностей. В основании прослеживается гамма-активная глинистая пачка.

Разрез ассельского-артинского яруса глинисто-песчаный, глинисто-кремнистый, с единичными прослоями известняков, доломитов и маломощными линзами грубообломочных пород, содержание последних вверх по разрезу постепенно увеличиваются, и значительно преобладает в нижнеартинских отложениях, в верхней части артинского яруса доминируют аргиллиты и глины. Нижнепермские мелководно-морские отложения относятся к литолого-фациальным комплексам подводных палеодельт и меандрирующих разветвленных протоков, с прирусловыми валами, с привносом вулканогенного материала с области суши. Толщина отложений увеличивается в сторону Остансукского прогиба. Темирская зона соответствует одноименной карбонатной платформе, имеющей существенно отличные черты геологического строения по сравнению с Жанажолской карбонатной платформой, как по палеогеоморфологическим характеристикам, так и по стратиграфическому диапазону слагающих массив карбонатных комплексов. Темирский карбонатный массив вытянут в меридиональном направлении на расстоянии 150 км от структуры Кенкияк на юге до Аккемирской и Новоукраинской – на севере. Ширина массива составляет
в среднем 40–45 км, сужаясь к северу до 25–30 км. Поверхность карбонатных отложений Темирского массива наклонена с юга на север, что обусловлено значительно большими темпами прогибания северных его частей вследствие увеличения мощности в северном направлении молассовых гжельско-раннепермских терригенных толщ, перекрывающих массив. Поверхность карбонатных отложений погружается от отметок 4200–4500 м в районе структур Кенкияк-Бозоба-Бактыгарын-Арансай до более 5,5 км в районе северного окончания массива.

Жанажол-Торткольская зона выделяется между раннепермским карбонатным уступом и линией, где выклинивается (или эрозионно срезаются) карбонатная толща КТ-I. Рассматриваемая зона характеризуется наиболее хорошо изученными разрезами КТ-I и КТ-II структур Алибекмола, Жагабулак, В. Тортколь, Синельниковская, Ц. Якут, Николаевская и др. и характеризуется пятичленным строением, т.е. здесь выделяются пять литолого-стратиграфических комплексов: 3 терригенных и 2 карбонатных (рис. 3.31).

В основании разреза карбонатной платформы скважинами вскрыта терригенно-аргиллитовая толща, где преобладают черные аргиллиты с обуглившимся растительным детритом и отпечатками флоры. Серые песчаники средне- и мелкозернистые, имеют граувакковый состав. Выше установлены две продуктивные карбонатные толщи – поздневизейско-каширская (точнее позднеокско-каширская) (КТ-II) и позднемосковско-гжельская (КТ-I), характеризующиеся толщинами соответственно 600–750 м и 700–830 м. Они разделены терригенно-аргиллитовой толщей верхнекаширского и подольского горизонтов московского яруса среднего карбона. Ее толщина в рассматриваемой зоне составляет 400–500 м. Важно отметить, что верхняя карбонатная толща КТ-I распространена в указанном стратиграфическом объеме только в описываемой структурно-фациальной зоне, в других зонах ее верхняя граница опускается до касимовского века. Верхнекаменноугольные отложения в объеме касимовского и гжельского ярусов состоят из светлых с коричневой побежалостью органогенных водорослевых, водорослево-фораминиферовых и органогенно-детритовых известняков, часто доломитизированных с пластами коричневых вторичных доломитов и слоями серых и зеленовато-серых аргиллитов. Их толщина – 180-325 м. В верхней части московского яруса и в верхнем карбоне присутствуют характерные вторичные доломиты с губчатой текстурой. Поры и каверны имеют величину 0,02–3 мм (Иванов, Бланк, 1986). В восточной части месторождения Жанажол описанные верхнекаменноугольные отложения сменяются серыми и голубовато-серыми мелко- и крупнокристаллическими ангидритами, и доломитами. Их толщина составляет 100–150 м.

Выше залегают отложения ассельского и сакмарского ярусов нижней перми. Они сложены серыми и темно-серыми аргиллитами и глинами со слоями песчаников и алевролитов, редко известняков. От подстилающих образований отделяются поверхностью перерыва и несогласия. Вероятно, перерыв был на границе каменноугольного и пермского периодов и вначале ассельского века.

В пользу этого свидетельствует также отсутствие нижней фузулинидовой зоны и нижнего комплекса ассельского яруса (Пронин, Валеева, Ахметшина и др., 1993). Вполне вероятно, что этот перерыв связан с падением уровня Mирового океана на границе упомянутых периодов (Ross and Ross, 1987). Во время этого перерыва могла быть размыта верхняя часть гжельских отложений. Толщина ассельских отложений на площади Жанажол меняется от 100 до 400 м. Отложения сакмарского века сходны по составу с ассельскими, но отличаются присутствием линз гравелитов и конгломератов. На Жанажолской площади сакмарские отложения имеют толщину до 133 м.

Рис. 3.30. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Темирской зоны

Рис. 3.31. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Жанажол-Торткольской зоны

Нижний комплекс представлен терригенными породами турнейско-визейского ярусов (включая на юге михайловско-веневский горизонты) нижнего карбона толщиной до 2873 м. Осадконакопление турнейских отложений происходило в мелководно-морском режиме, о чем свидетельствует наличие карбонатного цемента, прослои известняков, находки фауны и появление на разных уровнях разнозернистых песчаников. В разрезе нижнего визе данной зоны выделяются несколько пачек аргиллитов, алевролитов и песчаников, содержащих прослои грубозернистых песчаников и гравелитов, реже конгломератов, характер переслаивания псевдогоризонтальный и горизонтальный, с пропластками углистого материала. На плоскостях напластования можно видеть знаки ряби. Эти отложения, вероятно, накапливались в подводной части речной дельты. В южной части зоны (пл. В. Тортколь) постепенно накопление терригенных пород переместилась в область приморской дельты. Об этом свидетельствует появление в разрезе тонкозернистых песчаников и алевролитов с прослоями гравелитов и следами морской фауны. Временами дельтовые осадки перекрывались грубообломочными наносами выдвигавшейся в сторону моря аллювиальной равнины (скв. П-1 Терескен). Разрезы верхнего визе отличаются более глинистым составом и некоторым сокращением алевро-песчаных прослоев.

Пласты песчаников и алевро-песчаников (15–30 м) переслаиваются пластами аргиллитов с плитчатой или слоистой текстурой. В разрезе выделяются несколько крупных циклитов, в основании которых залегают грубообломочные отложения, постепенно сменяющиеся более мелко- и тонкозернистыми. В кровле циклитов глины зачастую перекрываются микрозернистыми известняками и туфоизвестняками. Верхневизейские песчаники имеют, в основном, петрокласто-кварцевый состав и лучше отсортированы. Для мелкозернистых алевритистых песчаников характерна слоеватость, обусловленная обогащением углефицированными растительными остатками и слюдой, а также присутствуют глинистые комки. Возможно, такие песчаники аккумулировались в подводных протоках и бороздинах авандельты, в том числе при перемыве и частичном разрушении русловых валов.

Выше нижнекаменноугольного терригенного комплекса залегает карбонатный комплекс (КТ-II) толщиной до 1115 м, сложенный породами органогенного происхождения (известняки водорослевые, брахиоподовые, криноидные, детритовые, фораминиферовые, оолитовые) с незначительными прослоями терригенных пород и частично доломитов. Стратиграфический диапазон отложений михайловский, веневский горизонты визейского яруса нижнего карбона – каширский горизонт московского яруса среднего карбона. Формирование осадков происходило в период регрессивного цикла карбонатонакопления в условиях теплого мелководья с изолированными лагунами, бухтами, заливами, в полуизолированной морской отмели, а также в отмельно-волновой зоне.

В отдельные отрезки времени отмечался привнос терригенного материала. Известняки КТ-II перекрываются терригенной толщей (до 600 м) нижней половины подольского горизонта верхнемосковского подъяруса (МКТ). Накопление преимущественно темноцветных глинистых, алевритовых пород с тонкой горизонтальной и линзовидной слоистостью, наличие спикуловых глинистых разностей, известняков свидетельствует о спокойном гидродинамическом режиме придонных вод и относительной глубоководности отложений. Присутствие в разрезе грубозернистых песчаников, гравелитов и конгломератов связано с привносом грубообломочного материала из источника сноса, т.е. района суши, располагавшегося в непосредственной близости.

В районе структур Жагабулак – В. Тортколь, Тохутколь, которые, вероятно, являлись более приподнятыми участками, отлагались мелководные карбонаты, чередующиеся с прослоями терригенных пород.

Толщина МКТ здесь не превышает 100–120 м. Далее разрез надстраивается карбонатным комплексом (КТ-I) верхнемосковского подъяруса – верхнего карбона, в ряде скважин (на пл. В. Тортколь, Тохутколь, Ц. Якут, Николаевская, южное окончание структуры Алибекмола), объем верхних карбонатов дополняется ассельским ярусом нижней перми. Карбонатные отложения верхнемосковского подъяруса представлены большим разнообразием литотипов известняков: органогенно-комковато-сгустковых, органогенно-пелитоморфных с обедненной органикой, с незначительным присутствием глинистых пород. В основном они формировались в условиях изолированной лагуны шельфа, которые сменялись с условиями открытого шельфа. Верхний терригенный комплекс толщиной (до 300 м) ассельско-сакмарского и частично верхнекаменноугольного возраста венчает подсолевой разрез рассматриваемой зоны.

Данный комплекс сложен тонкослоистыми песчано-глинистыми отложениями с небольшими прослоями известняков, сформированными в мелководно-шельфовых условиях. На структурах В. Тортколь (скв. Г-3), Тохутколь, В. Жанажол, Киндыкты, Ц. Якут распространены мелководные водорослевые известняки ассельского яруса толщиной 500–700 м. Нижнепермские подсолевые отложения перекрываются в основном соленосными породами кунгура, а в полосе развития ассельских карбонатов породами мезозоя.

Впервые рассматриваемая зона, как самостоятельная, выделена И.Н. Комиссаровой и А.А. Константиновым (1989) под названием Восточно-Торткольской зоны с соответствующим типом разреза верхнего палеозоя. По строению и составу визейские и башкирские отложения (КТ-II) аналогичны Жанажолской. Межкарбонатная толща имеет меньший возрастной объем – только подольский горизонт и меньшую толщину (до 200 м). Главной особенностью этой зоны, как полагали авторы, является больший возрастной диапазон и соответственно большая толщина верхней карбонатной толщи. Они считали, что верхняя часть КТ-I здесь включает известняки ассельского яруса нижней перми. По данным Н.Б. Гибшман (Геология и нефтегазоносность…, 1988) в скв. Восточный Тортколь Г-3 граница между каменноугольной и пермской системами литологически не выражена и проходит внутри пласта водорослевых известняков на глубине 1839 м. Таким образом, судя по этой скважине, между каменноугольными и пермскими отложениями наблюдается согласный характер границы. Пермские отложения начинаются с нижней подзоны нижней фузулинидовой зоны ассельского яруса, состоящей из голубовато-серых тубифитовых известняков. Средняя и верхняя части разреза асселя состоят из органогенно-детритовых известняков, чередующихся с подчиненными слоями алевритистых, глинистых и тубифитовых известняков. Эти части разреза охарактеризованы фораминиферами средней и верхней зон асселя. Толщина карбонатного разреза ассельского яруса в этой скважине – 339 м. Аналогичные и сходные разрезы вскрыты в скважинах Тохутколь Г-1, Г-2, Якут-1. По сейсмическим материалам толщина асселя достигает до 950 м.

К сожалению, недостаточное количество материалов и несогласованность с данными сейсморазведки привели авторов, к нескольким существенным неточностям.

Ассельские (впоследствии к ним добавились и сакмарские) карбонатные отложения нельзя относить к карбонатной толще КТ-I, поскольку сейсмический горизонт П, характеризующий поверхность комплекса КТ-I в Жанажолском районе (откуда, собственно, и пошла аббревиатура КТ-I), четко прослеживается в рассматриваемой зоне на обычном стратиграфическом уровне – в толще позднекаменноугольных известняков. Не подтверждается и мнение о литологической невыраженности границы между каменноугольными и пермскими отложениями (скважина Якут-1). Поэтому раннепермская карбонатная толща обозначена индексом КТ-О. Фациальная граница между верхним карбоном и асселем, соответствует четкой смене аргиллитов на карбонаты. В этой зоне (в двух скважинах: Восточно-Жанажольской Г-1 и Якут-1) вскрыты наиболее полные разрезы КТ-0. Скважина Якут-1 пробурена на карбонатной платформе вблизи уступа по раннепермскому комплексу. В интервале 3455 (забой) – 3104 м вскрыла карбонатный комплекс КТ-II в составе башкирского яруса и верейско-каширского горизонтов московского яруса среднего карбона. Комплекс отложений представлен белыми и серыми кристаллическими известняками. В интервале 3104–2784 м пройдена межкарбонатная толща МКТ, представленная темными аргиллитами средины московского яруса (подольский горизонт). Карбонатный комплекс КТ-I (позднемосковско-касимовского возраста) представлен светлыми известняками с подчиненными прослоями аргиллитов (2784–2398 м).
Гжельский ярус (поздний карбон) сложен серыми аргиллитами, а ассельско-сакмарские отложения образуют верхний карбонатный комплекс КТ-0, который имеет аномально высокие мощности (926 м) для всей восточной части Прикаспийской впадины (интервал глубины 2071–1145 м). Структура Якут имеет соляную покрышку, и кунгурские отложения представлены пачкой ангидритов толщиной 148 м.

Тускум-Кожасайская зона. Тускум-Кожасайская зона узкой полосой протягивается субмеридионально западнее Жанажол-Торткольской зоны между палеогеоморфологически выраженными седиментационными карбонатными уступами позднеокско-каширским (КТ-II) внешним и позднемосковско-гжельским (КТ-I) внутренним. Впервые эта зона выделена Ю.А. Ивановым и С.М. Бланк (1986) под названием Кожасайская. Она характеризуется наличием только нижней (КТ-II) части карбонатной платформы, склон которой далеко (до 15 км) выдвинут к западу по сравнению с линией распространения карбонатной толщи КТ-I.

Несколько слов о морфологии и глубине склона карбонатной толщи КТ-II. Судя по фациальному составу, шельф был мелководным, его кромка, вероятно, располагалась на глубине не более 30–40 м, склон уступа был пологим и постепенно переходил в подножие. Вероятно, высота уступа в некоторых частях составляла десятки или первые сотни метров. По этой причине на подножии уступов редки отложения грубозернистых дебрисовых потоков (дебритов). Таким образом, не было большого перепада высот и крутизны для возникновения дебрисовых потоков с большой кинетической энергией. Вероятно, поэтому, на некоторых геолого-сейсмических разрезах точное положение уступов можно восстановить только при сочетании сейсмических и литолого-фациальных построений. В описываемой зоне расположены части площадей Кожасай, Башенколь, Жанатан. Наиболее полные и интересные разрезы этой зоны вскрыты скважинами Башенколь П-6 и Кожасай П-2.

При описании и анализе материалов использованы данные Н.Б. Гибшман (Геология и нефтегазоносность..., 1988) (площадь Кожасай), Л.Н. Ивановой и др. (1991) (площадь Башенколь). В самой глубокой части скважин на разную глубину вскрыты терригенные отложения позднего визе в объеме тульского и предположительно алексинского горизонтов (скв. Кожасай П-2). В скв. Башенколь П-6 тульский горизонт состоит из чередующихся аргиллитов, алевролитов, песчаников и более редких слоев конгломератов в инт. 5004–4916 м. Вышележащий интервал, состоящий и чередования слоев зеленовато-серых аргиллитов, песчаников и известняков, толщиной 84 м (инт. 4916–4832 м), условно по фораминиферам отнесен к алексинскому горизонту. Выше в инт. 4832–4776 м залегает пачка чередования известняков с подчиненными слоями битуминозно-кремнистых пород толщиной 56 м, датируемая Л.Н. Ивановой и др. (1971) веневско-михайловским горизонтами.

В скв. Кожасай П-2 в инт. 3825–3709 м присутствуют органогенно-обломочные, водорослево-фораминиферовые известняки с включениями оолитовых и комковатых. В них установлен индекс-вид фораминифер михайловского горизонта (Геология и нефтегазоносность..., 1988). Таким образом, в этой скважине уточнено начало формирования КТ-II – с михайловского времени позднего визе. Выше залегают реликтово-органогенные перекристаллизованные и доломитизированные известняки, отнесенные к веневскому горизонту. Стратиграфически выше выявлены отложения серпуховского яруса. В скв. Кожасай П-2 и Башенколь П-6 они состоят из биогермных водорослевых и фораминиферо-водорослевых известняков, перекристаллизованных и доломитизированных. В скв. Кожасай П-2 фаунистически обоснованные отложения нижнего серпухова имеют толщину 80 м. Выше условно выделены карбонатные отложения позднего серпухова толщиной 118 м и раннего башкира соответственно – 82 м. В скв. Башенколь П-6 отложения серпуховского яруса имеют большую толщину – 588 м.

Выше выделены отложения башкирского яруса. Они состоят из светло-серых и кремовых водорослевых, оолитовых массивных и слоистых известняков. Толщина нижнебашкирского яруса, в составе краснополянского и северокельтменского горизонтов составляет 236 м. Верхнебашкирский подъярус выделяется условно, в большей мере по скважинной геофизике. Каменным материалом эта часть разреза не охарактеризована. В скв. Башенколь П-6 к верхнебашкирскому подъярусу отнесен интервал 3920–3892 м, а в скв. Кожасай П-2 – интервал 3482–3420 м, соответственно толщиной 28 и 62 м.

Выше с несогласием и перерывом залегают отложения московского яруса. В скв. Кожасай П-2 в инт. 3351–3260 м (толщина 91 м) встречены черные аргиллиты, известковистые. В них наряду с фораминиферами выявлены конодонты, датирующие возраст отложений подольским горизонтом (С2m2pd). Это аналог межкарбонатной толщи в описываемой зоне. В скв. Башенколь П-6 к нерасчлененным среднекаменноугольным (московский ярус) – верхнекаменноугольным отложениям, выделяемых условно, отнесена пачка битуминизированных известняков со слоями органогенно-детритовых, а также радиоляритов и спонголитов. Ее толщина составляет не более 5 м. Некоторые авторы (Иванов, Бланк, 1986; Геология и нефтегазоносность..., 1988) полагали отсутствие в этой зоне верхов средне- и позднекаменноугольных отложений. Нами разделяется точка зрения Л.Н. Ивановой и др. (1991) о присутствии в этой зоне отложений второй половины среднего и позднего карбона. Эти отложения здесь имеют небольшую мощность (конденсированный характер) в связи с накоплением в обстановке склона (об этом будет сказано ниже) и эрозионным воздействием транзитных гравитационных потоков. А вследствие плохого выхода керна и слабой изученности планктонной фауны в нефелоидном типе глинистых осадков эти отложения не получили точной возрастной датировки. Выше по разрезу выделяются нижнепермские отложения. В скв. Кожасай П-2 к ранней перми отнесена толща терригенных пород с пластами глинистых известняков и аргиллитов. В них установлены фузулиниды нижней перми и водоросли Tubuphites obsurles Masl., не противоречащие раннепермскому возрасту. По мнению Н.А. Азербаева и В.М. Пилифосова нижняя часть этой толщи может иметь позднекаменноугольный возраст, и эту толщу можно датировать С3-Р1.

В скважине Башенколь П-6 более детально стратифицируются пермские отложения на основе корреляции со скважинами, пробуренными на площадях Кенкияк и Бозоба и использования промыслово-геофизических данных. К ассельскому
ярусу отнесены темно-серые аргиллиты, неравномерно алевритистые, известковистые, иногда битуминозные, со слоями мелкозернистых полимиктовых песчаников иногда известковистых с раковинами фораминифер, радиолярий; пелитоморфных известняков, радиоляритов и спонголитов. Их толщина – 12 м.

К самарскому ярусу отнесена пачка тонкого чередования слоев аргиллитов, алевролитов, мергелей, известняков. Все разности пород характеризуются тонкой и очень тонкой горизонтальной слоистостью. Возраст датируется по споро-пыльцевому комплексу. Толщина сакмарских отложений подвержена заметным изменениям: в западном направлении она увеличивается. В скважине Башенколь П-6 она составляет 132 м.

Выше залегают глинисто-терригенные отложения артинского яруса. В их нижней половине преобладают песчаники, в верхней – аргиллиты. Возраст определен по споро-пыльцевому комплексу. Толщина артинских отложений составляет 91 м.

Отметим, что характерной особенностью стратификации Тускум-Кожасайской зоны является сокращенная толщина постбашкирских отложений. Это связано с фациальными составом и особенностями развития описываемой зоны в конце средне-позднекаменноугольной и раннепермской эпохах. Мелководно шельфовые карбонаты позднего карбона и ассельского яруса отлагались в обстановке регрессирующего теплого моря и частого проникновения на палеошельф глинистого материала. В это время отлагались органогенно-криноидно-водорослевые, водорослевые известняки в условиях морских лагун шельфа и полузамкнутой морской отмели.

Для разреза верхнего карбона характерна доломитизация, что связано с изменением гидрохимической обстановки.

В северо-восточной части структуры Жанажол в это время отлагались сульфатные, сульфатно-доломитовые, глинистые породы, доломиты. Это связано с застойным гидрогеологическим режимом и повышением солености вод. Особенностью разреза данной зоны является наличие 3-х терригенных толщ (рис. 3.32).

Нижняя терригенная толща визейского яруса (1300 м) соответствует по стратиграфическому положению и близка по литологическому составу разрезам Жанажол-Восточно-Торткольской зоны. Но можно проследить некоторые различия условий седиментации нижневизейских отложений, так в разрезах площади Лактыбай преобладают песчаники грауваккового состава, сложенные обломками эффузивных, кремнистых, карбонатных и глинистых пород плохой сортировки и слабой окатанности. Аккумуляция данных отложений происходила на континентальном склоне в подводных конусах выноса. В этих отложениях отсутствуют текстуры, указывающие на волновую деятельность. Кластический материал поставляли зерновые и мутьевые потоки, возникавшие время от времени в погруженной части речной долины, располагающейся близ края шельфа.

Вблизи Торткольской площади отмечается значительная изменчивость нижневизейских отложений. Здесь прослеживаются гравийно-галечные и песчано-глинистые отложения, представленные аргиллитами, алевро-песчаниками, реже гравелитами и конгломератами.

Средняя толща разреза Тускум-Кожасайской зоны толщиной до 200 м сложена переслаивающимися карбонатно-терригенными битуминозно-глинистыми породами, содержащими обвально-оползневые брекчии, конгломераты, углы наслоения пород 45–90°. Из этих отложений определен набор палеонтологических остатков без стройной стратиграфической последовательности от нижнего карбона до ассельского яруса нижней перми. По мнению палеонтологов, возраст данного интервала отложений необходимо рассматривать как среднюю часть ассельского яруса. Признаки оползания первичного слабо литифицированного осадка, присутствие фаций зерновых и иловых потоков указывают, что седиментация вышеописанных отложений носила склоновый характер, т.е. происходило гравитационное перемещение обломочного материала от уступа шельфа, периоды тектонической активности сопровождались вулканизмом.

Рис. 3.32. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Тускум-Кожасайской зоны

Описанные отложения можно рассматривать как толщу заполнения неровностей рельефа отложениями, разномасштабными по объему и времени формирования.

Верхняя толща (ассельско-артинская) залегает на вышеописанные отложения, сложена преимущественно песчано-глинистыми породами с редкими прослоями известняков, являющихся осадками палеодельт.

Боржер-Акжарская зона включает структуры Коздысай, Акжар, Тасший, Каратюбе и др. Зона характеризуется присутствием в разрезе додевонских, девонских, нижнепермских отложений. На надежной палеонтологической основе выявлены стратиграфические несогласия между девоном и карбоном, карбоном и пермью, из разреза выпадают, возможно, отложения верхней части нижнего девона, полностью отсутствуют отложения среднего-верхнего девона, турнейского яруса и низы нижневизейского подъяруса, а также верхнесерпуховского подъяруса, среднего и верхнего карбона и низов ассельского яруса. Выпадение из разреза отложений нескольких стратиграфических подразделений свидетельствует о тектонической активности данной территории и, возможно, указанная зона являлась наиболее приподнятым участком Жаркамысского свода. В этой зоне в скв. Г-5 В. Акжар вскрыта 38 м толща метаморфических пород (фундамента?), которая перекрывается карбонатно-терригенными породами условно кембрийского возраста. На них залегают известняки нижнедевонского возраста. Вышезалегающие терригенные породы относятся к отложениям карбона и нижней перми. В данной зоне отложения нижней перми характеризуются увеличенной мощностью (825–1066 м), а нижнекаменноугольные сокращенной (до 500 м) по сравнению со смежными районами (рис. 3.33).

Рис. 3.33. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Боржер-Акжарской зоны

В составе визейского яруса присутствуют глинисто-песчаные отложения нижнего подъяруса. Для отложений верхнего подъяруса характерно распространение пластинчатых алевролитов, тонкозернистых песчаников. Преимущественно развиты глинистые породы, в верхней части появляются редкие прослои известняков органогенно-шламово-детритовых. Для разреза визейского яруса характерно наличие прослоев гравелитов, а также присутствие прослоев, обогащенных органическим веществом, создающих гамма-активный фон.

Отложения серпуховского яруса представлены глинисто-алевролитовыми породами с редкими прослоями органогено-детритовых известняков, перенесенных из прибрежной зоны. Нижнекаменноугольные отложения, возможно, накапливались в нижней части берегового склона ниже базиса волновой эрозии, а также в авандельте.

Выше залегают отложения нижней перми в полном стратиграфическом объеме. В основании разреза прослеживается гамма-активная пачка, сложенная переслаиванием глинисто-кремнисто-битуминозных пород с включением брекчированных известняков, доломитов, аргиллитов с включением смешанного комплекса фауны каменноугольно-пермского возраста. Эти отложения по литологическому составу схожи с отложениями ассельского яруса Тускум-Кожасайской зоны. Выше залегает доломитово-известняково-аргиллитово-алевролитовый комплекс с прослоями песчаных, туффитовых, кремнистых, мергелистых пород. Характерна косая и горизонтальная слоистость пород. Возраст отложений ассельский.

Сакмарско-артинские отложения представлены переслаиванием глинистых пород, разнозернистых алевролитов, песчаников от мелкозернистых до гравийных, редких глинистых доломитов, туффитов и конгломератов. Увеличение толщины нижнепермских отложений наблюдается на месторождении Акжар, на пл. Коздысай, Крыккудук, Терешковская, т.е. к западу от границы развития карбонатных отложений карбона.

Формирование нижнепермских отложений происходило в мелководно-морских условиях, с комплексом пород подводных палеодельт, с привносом карбонатного материала из области шельфа, а также туфогенного материала из области вулканической деятельности.

Терескенская зона. Терескенская зона соответствует одноименному прогибу, расположенному к юго-востоку от Мынсыулмас-Терескенского выступа девонско-раннекаменноугольных отложений Южно-Эмбинского поднятия. Прогиб глубиной 9–10 км выполнен толщей отложений, которые (в связи с отсутствием данных бурения) различными исследователями интерпретируют по-разному. Одни относят их к толще пермотриаса, которая располагается на фундаменте Устюрта, другие предполагают здесь наличие палеозойских образований в составе среднего и даже раннего девона, третьи считают, что толщи, залегающие в низах прогиба, и на выступах соответствуют эффузивно-осадочным и офиолитовым формациям Южного Урала. Имеющиеся в настоящее время сейсмические материалы, полученные в процессе исследований Терескенского блока Японской национальной нефтяной компанией, позволяют значительно определенней обосновать модель геологического строения Терескенской зоны.

В составе доюрского структурно-тектонического комплекса выделяются два структурных этажа, отличающихся различным типом складчатости и разделенных границей углового несогласия: нижний, представленный, по-нашему мнению, палеозойскими отложениями и верхний, который уверенно отождествляется по ряду характерных признаков с верхнепермскими и триасовыми терригенными комплексами. Палеозойский этаж Терескенского прогиба, возможно, представлен сохранившейся от разрушения (размыва) частью карбонатной платформы, опущенной в юго-восточном направлении в результате формирования пермо-триасовых прогибов в области Северного Устюрта.

Отмечаются следующие особенности строения палеозойских отложений Терескенского прогиба.

1. В области Мынсуалмас-Терескенского выступа, сложенного девонскими и турне-ранневизейскими терригенными отложениями, происходит чешуйчатое воздымание основания осадочного чехла по серии надвигов и общее сокращение более чем в два раза толщины палеозойского комплекса по сравнению с центральными частями Южно-Эмбинского прогиба фундамента, толщина которого в районе скважины Тохутколь-2 достигает 10–11 км. Терескенский прогиб отделяется от выступа региональным разломом (или системой разломов) возможно древнего заложения, но наиболее активно проявившегося в позднепермско-триасовое время, поскольку пермо-триасовые отложения к юго-востоку от разлома становятся доминирующим комплексом всего доюрского разреза.

2. В кровле палеозойского разреза рассматриваемого прогиба присутствует слоистая пачка, создающая на сейсмических разрезах цуг интенсивных отраженных волн в 3–4 фазы. Рассматриваемая пачка является поверхностью углового несогласия для нижележащих отложений палеозоя и перекрывается отложениями пермо-триаса также дисконфорно дислоцированными.

Такие особенности строения рассматриваемой пачки позволяют отождествить ее с глинистыми (карбонатно-глинистыми) отложениями, накапливавшимися в относительно глубоководной обстановке в период относительного тектонического затишья перед отложениями верхней перми. Мы полагаем, что эти отложения имеют кунгурский возраст.

В отличие от закрытого Прикаспийского бассейна, где в кунгуре накапливались соленосные отложения, Северо-Устюртский кунгурский бассейн был открытым и углублялся от Южно-Эмбинского поднятия на юг, о чем свидетельствует заметное сокращение толщины рассматриваемого комплекса в этом направлении.

3. Палеозойский этаж Терескенского прогиба расчленяется на три сейсмокомплекса. Низы палеозойских отложений между поверхностью фундамента и отражающим горизонтом П представлены терригенными отложениями верхнего девона-раннего карбона – аналога зилаирской серии Южно-Эмбинского поднятия. Однако толщина этих отложений в прогибе составляет первые сотни метров (до 1 км) в отличие от ядра поднятия, где это – многокилометровые толщи. Выше залегает карбонатный комплекс, по мнению В.М. Пилифосова и Э.С. Воцалевского, являющийся юго-восточным окончанием карбонатных комплексов КТ-II и КТ-I. Сверху карбонатные отложения ограничены резким отражающим горизонтом. На некоторых участках рассматриваемый сейсмокомплекс отражающим горизонтом П2 разделяется на поздневизейско-раннемосковскую и позднемосковско-касимовскую части. Общая толщина карбонатных отложений предположительно поздневизейско-касимовского возраста составляет 700–900 м, что вполне сопоставимо с толщинами отложений в области Тохутколь-Восточно-Торткольской части карбонатной платформы, обращенной в сторону Прикаспийской впадины.

Особо следует подчеркнуть, что к юго-востоку происходит резкое сокращение толщин карбонатных отложений до почти полного выклинивания, что мы связываем с окончанием карбонатной платформы и замещение карбонатов глубоководными фациями. На примере Терескенской зоны подтверждается седиментационный уступ карбонатной платформы, обращенный к юго-востоку, который четко был зафиксирован в Сазтобе-Бекболатской зоне.

Описанные каменноугольные отложения перекрываются в значительной степени эродированным осадочным комплексом, толщиной от 50–100 до 1000 м. Занимаемое стратиграфическое положение между кунгурскими и позднекаменноугольными отложениями позволяет отнести его к раннепермскому комплексу. По данным рефрагированных волн по профилю 85051 комплекс представлен терригенно-карбонатной толщей являющейся, вероятно аналогом ассельско-сакмарских отложений (КТ-0), вскрытых скважиной Якут-1 на карбонатной платформе.

4. Палеозойские отложения достаточно интенсивно дислоцированы. Выделяется несколько этапов тектонической активности.

На первом этапе, по-видимому, в предартинское время произошла инверсия Южно-Эмбинского прогиба с выводом выше базиса эрозии девонско-раннекаменноугольных терригенных отложений в Мынсуалмас-Терескенской зоне и полным разрушением в этой зоне карбонатной каменноугольно-раннепермской платформы. В предкунгурское время на юго-восточном склоне платформы произошло заложение Терескенского прогиба, в котором в кунгурское время в спокойной обстановке накапливались глинистые отложения.

На рис. 3.34–3.40 отражены корреляционные схемы палеозойских отложений Восточной бортовой зоны.

Рис. 3.34. Корреляционнаясхема позднепалеозойских отложений прибортовой зоны по субмеридинальному сечению Остансук-Алибекмола-Жанажол-Синельниковская-Жанатан-В.Тортколь-Сарыкум-Урихтау-Сарыбулак (условные обозначения на рис. 3.39)

Рис. 3.35. Корреляционнаясхема позднепалеозойских отложений восточной прибортовой зоны по субмеридинальному сечению В. Аккудк-Бактыгарын-Бозоба--Кумсай-Кенкияк-Башенколь-Кожасай-Куантай-Тортколь (условные обозначения на рис. 3.39)

Рис. 3.36. Корреляционнаясхема позднепалеозойских отложений участков Бактыгарын-Аккум-Арансай-Остансук. Разрез F-F′

Рис. 3.37. Корреляционная схема позднепалеозойских отложений участков Кумсай-Бозоба-Кенкияк-Ю. Мортук-Алибекмола. РазрезE-E′ (условные обозначения на рис. 3.39)

Рис. 3.38. Корреляционная схема позднепалеозойских отложений участков Башенколь-Урихтау-Жанажол. Разрез D-D′ (условные обозначения на рис. 3.39)

Рис. 3.39. Корреляционная схема позднепалеозойских отложений участков Восточный Акжар-Кожасай-Синельниковская-Кокпекты. Разрез В-В′ (условные обозначения на рис. 3.39)

Рис. 3.40. Корреляционная схема позднепалеозойских отложений участков Боржер-Тортколь-В. Тортколь-Тохутколь. Разрез А-А′ (условные обозначения на рис. 3.39)

Южная бортовая зона дислокаций

В пределах Южного борта Прикаспийского бассейна в зависимости от стратиграфического объема подсолевых отложений, соотношения в разрезе терригенных и карбонатных отложений, а также генетических особенностей осадочных образований выделяются несколько типов разрезов, каждый из которых характеризует определенную литолого-фациальную зону. Нами выделены: Южно-Эмбинская, Маткен-Ушмолинская, Тенгиз-Кашаганская, Северо-Каспийская, Восточно-Междуреченская, Астраханская, Махамбетская литолого-фациальные зоны (рис. 3.41).

Южно-Эмбинская зона расположена в пределах Южно-Эмбинского палеоподнятия. От Каратон-Тенгизской зоны (карбонатной платформы) она отделяется Маткен-Ушмолинская зоной, в пределах которой в подсолевом разрезе верхнего палеозоя преобладают терригенные отложения, сформировавшиеся за счет размыва толщ вулканитов среднего (андезитового) состава.

Карбонатные отложения в пределах этой зоны занимают более узкий стратиграфический интервал, охватывающий период с конца раннего карбона – серпуховского века до начала ранней перми. Повсеместно карбонатные образования Южно-Эмбинской платформы залегают на карбонатно-глинистых образованиях поздневизейского возраста. В палеозойском разрезе Южно-Эмбинского палеоподнятия по данным бурения выделяются породы верхнего девона, нижнего, среднего, возможно, верхнего карбона и нижней перми. Породы палеозойского возраста с резким стратиграфическим и угловым несогласием перекрываются породами юры и триаса.

На юго-восточном склоне Южно-Эмбинского палеозойского поднятия под юрскую поверхность несогласия выходят терригенные образования верхнего девона или нижнего карбона на площадях Терескен, Жанасу, Северный Мынсуалмас, Туресай (рис. 3.42). На максимальную толщину они вскрыты скважинами Терескен П-I и П-1 Северный Мынсуалмас. Наиболее древние отложения отнесены к франскому ярусу, вскрыты на толщину 273 м скважиной Жанасу Г-11 и представлены аргиллитовой толщей. Фаменские отложения установлены в разрезах всех выше перечисленных скважин, кроме Терескен П-1 и представлены грубослоистой толщей чередования аргиллитов, конгломератов, гравелитов, песчаников. В зависимости от преобладания тех или иных литологических разностей в разрезах скважин выделяется от двух до пяти пачек пород. Залегающая в ocновании яруса аргиллитовая пачка на Жанасу содержит в средней части прослои известняков, с которыми на отдельных участках переслаивается. В скважинах Мынсуалмасской площади в нижней части разреза залегает песчаниково-доломитово-аргиллитовая толща. Нижний карбон, в объеме турнейского яруса выделен в скважинах Жанасу Г-10 и Г-11 – 90–120. На Терескене вся терригенная толща под юрской поверхностью отнесена к нижнему карбону, в её составе выделены турнейские (1200 м) и визейские (1600 м) образования.

На Жанасу турнейские отложения характеризуются глинистым составом, а на Терескене песчано-глинистым. В нижней части разреза визейских отложений преобладают песчаные разности, в средней появляются пачки гравелитов и конгломератов, в верхней преобладает аргиллиты. Характерна темно-серая с зеленоватым оттенком окраска пород, реже они пестроцветные.

Судя по литологическим особенностям каменноугольные, как и верхнедевонские толщи, в разрезах рассмотренных скважин накапливались в прибрежно-морских и субконтинентальных условиях. Пачки грубообломочных пopoд, а также низкая степень окатанности значительной части обломочного материала свидетельствует о близости размывающейся суши.

Рис. 3. 41. Схема литолого-фациального районирования южной зоны дислокаций Прикаспийской впадины. Составил Х.Б. Абилхасимов, 2015 г.

Рис. 3.42. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Южно-Эмбинской зоны. Туресай-Мынсуалмасский тип разреза

Разрезы скважин Tyрecaй Г-3, Тортай Г-12, Южно-Эмбинские Г-9, Г-13, Южно-Молодежная П-1 вскрывают отложения в диапазоне от нижневизейского подъяруса нижнего карбона до верхнего отдела карбона включительно и ограниченные сверху терригенными отложениями юры. Подсолевые отложения характеризуются двучленным строением: нижняя часть терригенная, верхняя карбонатная (рис. 3.43). Терригенные отложения характеризуют в основном нижнее-визейский подъярус, в скважине Южно-Эмбинская Г-13 распространены и в составе верхневизейского подъяруса. В верхней части терригенного визе отмечается развитие карбонатного цемента, появляются прослои известняков. Отложения накапливались в прибрежном морском бассейне вблизи питающей суши и очагов вулканизма.

В скважине Южно-Эмбинская Г-13 на уровне верхнего визе алевролиты серые, мелкозернистые, интенсивно карбонатные чередуются с серыми алевритистыми шламовыми известняками. В отложениях серпуховского яруса преобладают образования биогермного интенсивного типа. С биогермными известняками генетически связаны биоморфные сгустково-водорослевые известняки. Встречаются прослои мергеля и аргиллитов.

Для отложений башкирского яруса свойственна значительная литологическая изменчивость. На Южно-Эмбинской площади отмечается чередование грубообломочных терригенных пород с известняками. Отложения являются образованиями прибрежного морского бассейна с изрезанной береговой линией, для которого характерна частая перестройка подводного рельефа.

Московский ярус литологически представлен известняками, редко доломитами, расслоенными пластами и пачками терригенных обломочных и глинистых пород, реже вулканогенных пород среднекислого состава. В обломочных известняках карбонатные гальки разнообразны: они образованы микрозернистыми, водорослевыми, спикулово-радиоляриевыми известняками, ракушняками. Встречаются известняки микрозернистые, глинистые, неравномерно окремнелые, содержащие спикулы губок и кремнистые радиолярии. На отдельных уровнях во всех скважинах появляются массивные известняки биогермного облика. Доломиты светло-серые и пятнистые, по структуре разнозернистые. Песчаники, гравелиты имеют полимиктовый состав, но карбонатные обломки преобладают над обломками других пород.

Описываемые отложения охватывают генетические типы, связанные с различными условиями прибрежно-морского шельфа: отмелями близ береговой линии, с зоной слабых волнений шельфовой равнины вдоль выровненной береговой линии, со слабо-изолированными углублениями участками шельфа.

Отложения верхнего карбона установлены в скважинах Туресай Г-3 (205 м) и Южно-Молодежная П-1 (77 м), где они с размывом залегают на подстилающих московских и имеют с ними сходное строение. Для них характерны известняки, доломиты играют подчиненную роль, кроме того, встречаются пачки (до 25 м) и более мелкие прослои глин и обломочных терригенных пород. Известняки светлоокрашенные, пассивные и толстоплитчатые, в различной степени доломитизированные, сильно перекристаллизованные. По структуре они органогенно-обломочные, реликтово-органогенные, разнозернистые. Доломиты, по своей природе метасоматические от мелко- до крупно-зернитых с зернами неправильной и ромбоэдрической формы, содержат небольшое количество органогенных остатков, иногда с обильными включениями пестрых галек. Отложения определяют генетические типы мелководно-шельфовых равнин и отмелей. Подсолевые отложения на Южно-Сазтюбинской площади вскрыты пятью скважинами в объеме серпуховского яруса нижнего карбона, башкирского и московского ярусов среднего карбона и сверху ограничены терригенными породами (рис. 3.44).

Рис. 3.43. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Южно-Эмбинской зоны. Южно-Эмбинский тип разреза

Рис. 3.44. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Южно-Эмбинской зоны. Южно-Сазтобинский тип разреза

Все девять структурно-литологических типов карбонатных пород, встреченные в разрезах скважин, связаны с мелководным открытым шельфом и формировались при слабом воздействии волновых движений, накопление осадков сопровождалось отложением поступающего в бассейн глинистого и реже терригенного материала. Биогермные и реликтово-биогермные известняки соответствуют малоамплитудным внутришельфовым органогенным постройкам крайнего мелководья (скв. П-1). Тонкое переслаивание аргиллитов, шламово-детритовых известняков и тонкозернистых доломитов верхней части разреза в скважине П-1 напротив связаны со спокойными условиями углубленных участков шельфа. Осадки формировались при слабом затухающем воздействии вулканических процессов.

Московские отложения в скважинах Южное Сазтобе характеризуются толщинами от 358 (скв. Г-4) до 545 м (скв. Г-3). Во всех скважинах преобладают известняки и их доломитизированные разности, доломиты играют редко подчиненную роль. Карбонатные породы формируют пачки до нескольких десятков метров и расслаиваются аргиллитами и песчаниками толщиной от нескольких сантиметров до 4–10 м. Встречены единичные прослои туфов. Преобладают известняки, составными компонентами которых в различных сочетаниях являются сгустки, комки органических остатков.

К генетическому типу органогенных построек мелководного шельфа отнесены биогермные водорослевые известняки. Они состоят из переплетенных трубочек багряной водоросли донецелла с небольшой примесью раковин фрраминифер, иглокожих, редких остракод. Промежутки между органическими остатками заполнены разнозернистым кальцитом и розетками халцедона. В верхней части разреза отложения характеризуют образования мелкого шельфа. Для них характерно присутствие детрито-биоморфных, органогенно-комковатых и тонкозернистых известняков, содержащих органические остатки.

Разрезы скважин Бекбулат Г-1, Уртатау-Сарыбулак Г-1, Г-2, Г-3, пробуренные в пределах узкой полосы на северо-западном склоне Южно-Эмбинского поднятия. От карбонатных разрезов, выше описанных подзон она отличается широким развитием биогермных генетических образований в составе ассельских отложений (рис. 3.45). К этому типу разреза, вероятно, будет относиться и разрез скважины Алты-Кулаш Г-1, которая в интервале 3788–3787 м вскрыла массивные, светлоокрашенные вторичные доломиты, аналогичные ассельским доломитам в скважинах этой подзоны.

Отложения визейского яруса вскрыты на толщину 452 м скважиной Бекбулат Г-1. Они характеризуются двучленным строением. Для нижней части характерны аргиллиты серые и темно-серые, алевритистые, содержащие прослойки (1–1,5 см) светло-серых известковистых туфов основных по составу и мелко-крупнозернистых по структуре. На отдельных участках отмечается их тонкое чередование (от 1 мм до 1 см, инт. 5472–5477 м). Первоначальная горизонтально слоистая их текстура деформирована складками оползания.

В скважине Бекбулат Г-1 толщина отложений серпуховского яруса составляет 720 м, в Уртатау-Сарыбулак Г-1 они вскрыты на 201 м. Встречены аргиллиты темно-серые карбонатные, переходящие вверх по разрезу (инт. 4997–5000 м, 4955–4960 м) в разнообломочный известняковый гравелит, состоящий из комковатых, микрозернистых обломков водорослевых известняков с примесью гальки песчаных пород кремнисто-глинисто-полимиктового состава. Они характеризуют глинисто-карбонатный генетический тип отложений прибрежной отмели.

Рис. 3.45. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Южно-Эмбинской зоны. Уртатау-Сарыбулакский тип разреза

Самая верхняя часть разреза сложена известняками темно-серыми и серыми неравномерно глинистыми расслоенными пластами карбонатных аргиллитов и редкими прослоями гравелитов.

Оба литогенетических типа связаны с условиями морского шельфа. Аналогичное строение серпуховский ярус имеет на структуре Уртатау-Сарыбулак, где представлен двумя генетическими типа; в нижней части глинисто-карбонатным относительно-глубоководным, формирующимся в участках, защищенных от волновой деятельности (инт. 35665–3594 м). Для него характерно: переслаивание темно-серых, черных микрозернистых глинистых известняков, мергелей и аргиллитов.

Породы содержат рассеянные включения карбонатизированных радиолярий, створки остракод. Переслаивание имеет четкий ритмичный характер.

Встречается крупные обломки страматопорат (инт. 3437–3442 м). Водоросли представлены сине-зелеными разностями – корками тубифитосов, сплетенными трубочками гирванелл. Реликтово-биогермные известняки представляют собой почти сплошной агрегат разнозернистого кальцита, иногда с узорчатой или лучистой микротекстурой, связанного с исчезнувшими органическими остатками. Отложения башкирского яруса представлены детрито-биоморфными известняками, встреченными на Бекбулате (инт. 4262–4269 м). Для них характерны целые раковины фораминифер и обилие водорослевых остатков, в основном комков сине-зеленых, реже встречаются фасциелла: унгдарела. Меньшим распространением пользуются брахиоподы, криноидеи, мшанки. На Уртатау-Сарыбулак баровые отложения охарактеризованы тремя структурно-литогенетическими типами известняками органогенно-обломочными, разнозернистыми, содержащими включения обломков известняков и мелкообломочными. Отложения московского ярусапредставлены известняками реже доломитами, рассмотренными пластами и пачками карбонатных аргиллитов, реже песчаниками и алевролитами и содержит единичные прослои туфов. Органогенно-обломочные известняки и ассоцирующие с ними в разрезе вторичные доломиты с невыясненной первичной известняковой структурой отнесены к генетическому типу шельфовой отмели. На Уртатау-Сарыбулаке московские отложения наряду с серой окраской прослоями имеют буровато-красную. Карбонаты чаще расслоены терригенными породами – кварц-полевошпатовыми песчаниками, алевролитами, реже гравелитами и сами содержат примесь зерен кварца, полевых шпатов, обломков глинистых пород. Преобладают баровые отложения – это хорошо сортированные раковинные песчаники, известняковые алевролиты, оолитовые и органогенно-оолитовые разности, реже встречаются гравелиты.

В редких интервалах верхней части яруса встречаются светло-серые массивные биогермно-водорослевые известняки, отнесенные к генетическому типу простейших органических построек.

Ассельский ярус характеризуется толщинами от 180 м (скв. Г-1 Бекбулат) до 958 (скв. Г-3). На Бекбулате ассельские отложения выделены условно, керном охарактеризованы только в двух интервалах. В интервале 3745–3752 м встречены известняки светло-серые, почти белые, разнозернистые, неравномерно доломитизированные, массивные, с крупными щелевидными кавернами. Из органических остатков отмечены единичные высокоспециализированные фузулиниды, трудноопределимые водорослевые остатки. Вверх по разрезу они сменяются светло-серыми пятнистыми доломитами. Первичный известковистый материал сохранился в виде реликтовых участков. Среди доломитов встречаются прослои полевошпатово-кварцевых алевролитов. Светлая окраска, массивность, отсутствие плитчатости, наличие крупных каверн позволяют отнести карбонатные отложения к биогермным образованиям.

На структуре Уртатау-Сарыбулак ассельские отложения представлены рифовыми образованиями (скв. Г-1, Г-2, Г-3). Преобладают отложения биогермного генетического типа. Это светло-серые и голубовато-серые массивные (биогермные известняки – в основном тубифитисовые серпулово-тубифитовые, мшанково-тубифитовые, кораллово-водорослевые с преобладащим крустификационно-поровым цементом). В породах имеется немногочисленные, часто крупные, обломки брахиопод, криноидей, разнообразный комплекс фораминифер. Они отнесены к генетическому типу межбиогермных образований.

Разрезы скважин Караой П-2, Сазтюбе Г-2 и Г-4, вскрыли отложения от нижнего отдела карбона до нижей перми включительно и ограниченные сверху преимущественно глинистыми образованиями триаса или юры. Скважина Г-2 вскрыла только самую верхнюю часть палеозойского чехла, Г-4 вошла в московские отложения. Для этого типа характерно наличие мощной терригенной толщи нижнего карбона с широким развитием грубообломочных разностей, терригенно-карбонатный состав средне-верхнекаменноугольных отложений и преимущественно карбонатный нижней перми (рис. 3.46). Визейский ярус вскрыт до 358 м в скважине Карой П-2, представлен сероцветной толщей песчаников, гравелитов, аргиллитов с редкими прослоями конгломератов, в верхней части известняков. В скважине Карой П-2, интервале 4500–4503 м отмечаются участки с мелкими сериями косоволнистых слойков и текстурами мелкого взмучивания. Для песчаников характерна мелко- среднезернистая структура, массивная или микрослоистая текстура полимиктовый состав обломков, глинистый и глинисто-карбонатный цемент, часто обильный. Песчаники нередко содержат включения гальки кремнистых и глинистых пород. Известняки верхней части разреза характеризуются темно-серой окраской, нередко органогенно-слоистой текстурой. Описанный комплекс отложений отнесен к образованиям прибрежного мелководного шельфа с переменной динамикой среды осадконакопления при преобладающем воздействии слабых волнений, где происходил активный привнос глинистого материала. Темная окраска пород обусловлена обильными включениями обугленной растительной органики. Набор литогенетических типов карбонатных пород ограничен, но состав встречающейся фауны типичен для мелководной части шельфа.

Серпуховский ярус характеризуется толщинами 434 м (скв. П-2), сложен толщей грубообломочных пород, конгломератов и гравелитов, расслоенной на пачки в 20–40 м пластами песчаников и аргиллитов. Карбонатные породы – известняки и доломиты, в первой скважине встречаются в основном в нижней части разреза, во второй – в верхней. Породы сероцветные с зеленоватым оттенком, грубообломочные, иногда с галькой красно-коричневого, темно-зеленого цветов. Обломочный материал в них не сортирован, слабоокатан, состоит, в основном, из кремнистых, яшмовидных пород, реже песчаных и глинистых, крепко- или слабосцементированных песчаным полимиктовым, глинистым и, реже, карбонатным цементом. Песчаники в составе толщи крупно- и разнозернистые, гравийные, массивные, но иногда содержат тонкие прослойки (2–3 мм) темно-серого аргиллита. По составу они граувакковые, со скудным глинистым, и глинисто-карбонатным цементом. Описанная, достаточно мощная серия терригенных осадков, характеризует прибрежные образования, накапливающиеся в непосредственной близости от питающей суши. Сам седиментационный бассейн представлял наиболее мелководную часть шельфа, куда сносился почти непрерывно несортированный грубообломочный материал. На связь осадков с морским бассейном указывает карбонатный цемент, а также встречающиеся прослои карбонатных пород.

Рис. 3.46. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений карбонатно-терригенного типа Южно-Эмбинского свода. Карой-Шолькаринский тип разреза

Нерасчлененные башкирско-московские отложения характеризуются толщинами 126 м (скв. П-2), в скважине Г-2, Сазтюбе вскрыты на 125 м. Среднекаменноугольные отложения в этом типе разреза представлены грубослоистой толщей чередования обломочных карбонатных, глинистых и терригенных песчаных пород, которые могли формироваться вблизи бортового уступа.

Верхнекаменноугольные отложения присутствуют в скважинах Караой П-2, представлены в обеих скважинах незначительной по толщине (54–74 м) пачкой глинисто-карбонатного состава. В скважине П-2 (инт. 3664–3668 м) встречены известняки темно-серые глинистые, тонкозернистые разности с включениями крупных (1–1,5 мм) члеников иглокожих, с четкими следами ходов илоедов, с точечными выделениями пирита. Такой тип известняков мог формироваться в пределах сравнительно мелководного морского бассейна.

Ассельско-сакмарские с размывом залегают на каменноугольных, минимальными толщинами характеризуются в скважине Г-2 – 112 м, в двух остальных последние достигают 585 и 689 м.

В основании ассельского яруса, выделяется пачка терригенных пород-песчаников, аргиллитов с единичными прослоями конгломератов (140 м). Отложения пачки характеризуют генетический тип крайне мелководных прибрежно-морских образований.

Как и подстилающие их отложения этой пачки являются образованиями мелководного прибрежного шельфа.

И, наконец, самая верхняя часть разреза (310 м) сложена практически одними карбонатными породами – светло-серыми, почти, белыми известняками и доломитами. Породы массивные, с многослойными инкрустациями, пористые. Среди известняков преобладает биогермно-водорословый структурный тип. Набор водорослей биогермообразователей ограничен. Обычно встречаются тубифитесовые известняки, peже образованные двумя водорослями – гирванеллами, тубифитесами, а также интенсивно перекристаллизованными водорослями. Иногда в них содержатся пластинки гидроидных палеоаплизин. Известняки неравномерно доломитизированы и часто переходят во вторичные разнозернистые доломиты. Реже встречаются известняки разнозернистые, неравномерно перекристаллизованные, с реликтами первичной водорослевой структуры. Все три структурных типа карбонатных пород в комплексе представляют генетический тип биогермных образований.

Тенгиз-Кашаганская зона (карбонатная платформа) имеет сложное геологическое строение, которое обусловлено не только специфическими особенностями, свойственными крупным рифогенным массивам, но и нестабильностью геологического развития региона. Изменчивость условий роста карбонатной постройки привела к широкому развитию перерывов и колебаниям интенсивности карбонатонакопления, которые оказывали большое влияние на распределение фаций и форму карбонатной платформы. Карбонатные отложения Тенгиз-Кашаганской карбонатной платформы охватывают широкий стратиграфический интервал – от начала позднего франа до среднего карбона. В ее составе выделяются два структурных этажа – верхнедевонско-нижнетурнейский и каменноугольный, разделенные кратковременным стратиграфическим перерывом, время проявления которого определяется как середина турне. В каменноугольном структурном этаже выделяются два комплекса – турне-нижневизейский и окско-башкирский, разделенные тульской вулканогенно-осадочной пачкой, которая является уверенно прослеживаемым геофизическим репером в пределах карбонатных массивов.

По геофизическим данным начало формирования рассматриваемой карбонатной платформы приходится на вторую половину франа. Наиболее древними отложениями, которые были вскрыты глубокими скважинами, являются образования данково-лебедянского и заволжского горизонтов фамена, которые выделяются как нерасчлененные образования фамена – нижнего турне (D3fm-С1t1).

Поздний девон – ранний турне (D3fm-C1t1). Породы этого возраста вскрыты ограниченным числом скважин в пределах месторождения Тенгиз, на структурах Королевская и Каратон. Наиболее полный разрез отложений этого возраста пройден на площади Каратон скважинами 3 и 5. Образования верхнего фамена детально описаны Н.Б. Гибшман (1988 г.) и Г.П. Золотухиной, Н.В. Даньшиной и др. (1989 г.). По данным этих исследователей большинство скважин вскрыли образования заволжского горизонта, отвечающие самым верхам фамена – низам турне, и только три скважины – образования, отвечающие данково-лебедянскому горизонту. Породы близки по составу и представлены сгустково-сферовыми, сгустково-комковатыми, пеллетовыми, микрозернистыми и водорослевыми известняками с немногочисленными раковинками однокамерных фораминифер. Вверх по разрезу сгустково-комковатые водорослевые известняки постепенно сменяются микро-мелкозернистыми доломитизированными известняками с редкими реликтами мелких комочков и кальцитовых сфер. В отдельных случаях отмечается сильная доломитизация пород, вплоть до образования чистых доломитов с включениями ангидрита.

Отложения карбона в пределах рассматриваемой территории вскрыты многочисленными скважинами. Они детально изучены и описаны во многих работах – Багринцева, Белозерова, 1987; Гибшман и др., 1988; Золотухина и др., 1986, 1988, 1989; «Геология и нефтегазоносность ...», 1988; Гибшман, Ахметшина, 1991; Власова и др., 1991; Исаева, 1985, 1988; Кривонос, 1991; Яриков и др., 1977; Вендельштейн и др., 1994; и др. Однако, их стратиграфическое расчленение сталкивается со значительными трудностями, в первую очередь, из-за сложных соотношений разновозрастных комплексов. Основные проблемы связаны с тем, что данные отложения представляют собой образования крупных органогенных построек, в которых послойная корреляция бывает практически невыполнима в связи с быстрой сменой фаций и значительными изменениями мощности. Кроме того, биостратиграфическое расчленение затрудняют многочисленные перерывы, размывы и переотложение осадков, которые характерны для рифогенных толщ.

Тем не менее, в настоящее время, в результате детальных литолого-стратиграфических работ, проведено дробное стратиграфическое расчленение отложений каменноугольного возраста. Следует отметить, что более уверено, проведено расчленение карбонатных комплексов в скважинах, расположенных в центральных частях рифогенных массивов, тогда как разрезы скважин, расположенных на склонах или между массивами, изучены менее детально и стратиграфическое расчленение в них продолжает оставаться темой многочисленных дискуссий.

Отложения турне – нижний визейского возраста (С1t2 – v1) обладают однообразным составом. Это – преимущественно комковато-сгустковые и водорослевые известняки с многочисленными зернами карбонатных пород и мелкими остатками морских организмов, среди которых преобладают остатки иглокожих, раковинки фораминифер и желвачки багряных водорослей (Parachaetetes). В низах разреза встречаются био-литокластовые грейнстоуны. Рассматриваемые отложения близки по своему составу с породами верхнего девона – нижнего турне. Видимо, это обстоятельство послужило причиной того, что отложения позднего девона и турне, и даже низы визейского яруса некоторыми исследователями рассматривались как единая толща (Вендельштейн и др., 1994). Однако, анализ имеющихся материалов показывает, что отложения позднего турне накапливались на этапе более активного погружения и в них отсутствуют признаки обмеления. Кроме того, в них встречены многочисленные обломки тонкозернистых, пелитоморфных и водорослевых известняков фамена – нижнего турне, что свидетельствует о существовании стратиграфического перерыва в конце раннего турне, поверхность которого хорошо фиксируется по сейсмическим данным.

В ранневизейское время (косьвинское, радаевское и бобриковское время) продолжалось углубление бассейна, о чем свидетельствует широкое развитие микросгустковых, пеллетовых и мелкодетритовых известняков. По данным Н.Б. Гибшман скважина 13 Королевская является почти полным аналогом скважины 22 Тенгизской в интервале разреза от верхнего фамена до радаевского горизонта нижнего визе включительно.

Отложения тульского возраста (C1v2tl) представлены в основном органогенно-обломочными, криноидными, реже криноидно-брахиоподовыми и микросгустковыми известняками. Породы часто окремнены и содержат в верхах разреза туфогенные прослои. По данным Г.П. Золотухиной и др. (1988) скважина Т-44 вскрыла неотсортированные органогенно-обломочные известняки с линзами брахиоподовых известняков, которые представляют собой образования верхней части склона органогенной постройки. Недостаточное количество кернового материала не позволяет определить точное положение верхней границы тульского горизонта, поэтому для удобства корреляции мы принимаем за границу между тульским и алексинским горизонтами кровлю высокорадиоактивной туфогенной пачки, которая была вскрыта скважинами 22, 24, и которая хорошо выражена на каротажных диаграммах. По данным ряда исследователей (Айтиева, 1983; Золотухина, Табоякова, 1988; Кривонос, 1991) эта пачка расположена в верхах тульского горизонта. Скважинами, расположенными на склонах и между карбонатными массивами, вскрыта пачка вулканомиктовых алевроаргиллитов и алевропесчаников, которые, по нашему мнению, имеют поздневизейский возраст, а не раннепермский, как считали предыдущие исследователи (Кривонос и др.).

Алексинский горизонт (С1v2al) сложен преимущественно органогенно-обломочными, криноидными, криноидно-брахиоподовыми и микросгустковыми известняками, представляющими собой образования органогенных банок, биогермов и их склонов (Золотухина и др., 1988).

Михайловский горизонт (С1v2 mh) сложен преимущественно криноидно-водорослевыми, водорослевыми, криноидными и криноидно-брахиоподовыми известняками, реже встречаются мшанково-полифитовые и микросгустковые разности. С михайловского времени начинается активный рост водорослей, большое распространение получают криноидеи и разнообразные формы многочисленных фораминифер. По данным Г.П. Золотухиной и др., (1989), в это время в пределах Тенгиза начинает формироваться серповидная рифовая постройка, с подветренной стороны которой (к юго-западу от ядра) сформировалась лагуна.

Веневский горизонт (С1v2 vn) представлен разнообразными известняками, среди которых преобладают водорослевые, строматолитовые, полидетритовые, криноидно-водорослевые и фораминиферово-сгустковые разности. Веневское время рассматривается нами как период наиболее активного роста рифогенных массивов в пределах Каратон-Тенгизской зоны. В это время, в обстановке расширяющейся морской трансгрессии, произошло бурное развитие каркасных организмов, среди которых преобладали водоросли – сине-зеленые, сифоновые, багряные, в меньшей степени мшанки, гидроидные, строматопораты, кораллы. Это привело к быстрому росту рифовых массивов, в результате чего был сформирован основной каркас Тенгизского атолла.

В межрифовых прогибах в конце визе (михайловско-веневское время) отлагались ненасыщенные биомикриты с многочисленными спикулами губок, среди которых выделяются прослои биокластовых пакстоунов. Эти отложения представляют собой относительно глубоководные морские образования, которые накапливались ниже базиса действия волн в восстановительной обстановке, куда периодически поступали отложения зерновых потоков.

Серпуховский ярус (С1s) в нижней части представлен нерасчлененной толщей тарусско-стешевского возраста, а в верхней – протвинским горизонтом. Отложения серпуховского возраста без следов перерыва ложатся на отложения визейского яруса.

В основании тарусско-стешевского горизонта часто выделяется пачка биогермных, строматолитовых, фораминиферо-водорослевых известняков, которые вверх по разрезу сменяются детритовыми криноидно-водорослевыми разностями. Для разрезов тарусско-стешевского горизонта характерно ритмичное строение и разнообразный состав отложений, среди которых преобладают образования крайнего мелководья. Породы иногда значительно перекристаллизованы. На северо-востоке Тенгизского атолла разрез целиком сложен сильно перекристаллизованными биоморфными, водорослево-мшаковыми и биогермными известняками со строматактоидной текстурой. В разрезах биогермного типа отложения серпуховского возраста повсеместно размыты на разную глубину.

Протвинский горизонт сложен преимущественно органогенно-обломочными, криноидно-брахиоподовыми и водорослево-фораминиферовыми известняками, среди которых выделяются прослои ракушняковых песчаников и гравелитов. Для пород протвинского горизонта характерна неравномерная перекристализация и доломитизация. В низах горизонта часто отмечается прослой туфогенных аргиллитов небольшой мощности (около 25 см).

На структуре Южная отложения серпуховского яруса сложены в основном органогенно-обломочными известняками и известняковыми песчаниками, накапливавшимися в мелководной морской обстановке. Мощность отложений составляет
100–120 м. На структуре Королевская отложения серпуховского возраста представлены преимущественно водорослевыми известняками, мощность которых также составляет около 100 м. Сопоставление отложений, накапливавшихся в тульско-серпуховское время на структурах Южная, Тенгиз, Королевская и Каратон показало, что они обладают близкими мощностями и формировались в очень близких условиях, что может свидетельствовать о едином геодинамическом режиме, в котором эти структуры развивались в конце раннего карбона.

В пределах рассматриваемой территории отложения среднего карбона выделяются преимущественно в объеме нижнебашкирского подъяруса. В межрифовых зонах предполагается присутствие пород позднебашкирского и, возможно, московского возраста.

На структуре Тенгиз в башкирском ярусе выделяются два типа разрезов. Первый тип приурочен к сводовой части месторождения, второй – характерен для склонов карбонатного массива и представлен отложениями башкирского яруса в полном объеме. Вскрытая толщина отложений достигает более 200 м. На структурах Королевская и Каратон отложения среднего и верхнего карбона отсутствуют, и на отложения нижнего карбона непосредственно ложатся породы раннепермского возраста.

Тектонический режим в раннебашкирское время был относительно спокойным с общей тенденцией к медленному опусканию (Гибшман, 1988). В результате постепенно расширяющейся башкирской трансгрессии обломочные известняки вверх по разрезу постепенно сменяются комковато-фораминиферовыми, оолитово-онколитовыми и фораминиферово-водорослевыми известняками, формировавшимися на склоне постройки в условиях мелкого моря. Нижнебашкирский подъярус представлен краснополянским, северо-кельтменским и прикамским горизонтами.

В низах краснополянского горизонта повсеместно отмечаются известняковые песчаники и гравелиты, основную массу которых составляют обломки карбонатных пород серпуховского возраста, в небольшом количестве присутствуют обломки криноидей, брахиопод и раковинки фораминифер. Рассматриваемые отложения представляют собой склоновые отложения осыпей карбонатной постройки.

В отложениях северо-кельтменского горизонта часто встречаются прослои биоморфных фораминиферово-водорослевых известняков и ракушняковые песчаники.

Прикамский горизонт не имеет особых отличий по сравнению с отложениями, описанными выше. В верхней части разреза присутствуют биоморфные фораминиферово-водорослевые известняки с микрозернистым кальцитовым цементом базального типа. Породы часто сильно перекристаллизованы, доломитизированы и брекчированы.

К северу от Тенгизской постройки разрез среднего карбона начинается пачкой (около 20 м) известняковых песчаников и гравелитов (краснополянский горизонт), сложенных обломками криноидей и окатанными зернами фораминиферово-водорослевых и органогенно-обломочных известняков серпуховского возраста. Гравелиты постепенно сменяются биомикритами с многочисленными спикулами губок, переслаивающимися со спикуловыми мергелями и спикуловыми доломитами, среди которых выделяются редкие прослои криноидных рудстоунов.

Эти отложения, по аналогии с разрезами других скважин, можно рассматривать как образования московско-позднекаменноугольного возраста (Вендельштейн и др., 1994).

На структуре Южная отложения нижнего башкира охарактеризованы керном в скважинах 2 и 3. Отложения краснополянского-северокельтменского и прикамского возраста сложены мелководными известняками, среди которых преобладают оолитовые и водорослевые разности, широким распространением пользуются известняковые песчаники. Мощность отложений составляет 180–200 м. Как видно на стратиграфических колонках, условия и динамика развития структур Тенгизская и Южная в раннебашкирское время продолжали оставаться близкими.

В пределах карбонатных массивов отложения башкирского возраста в объеме краснополянского, северокельтменского и прикамского горизонтов довольно хорошо охарактеризованы палеонтологически и четко прослеживаются на каротажных диаграммах. Они представляют собой толщу известняков, формировавшихся в условиях крайнего мелководья. Породы часто доломитизированы, обладают повышенной пористостью и проницаемостью, что связано с предверейским размывом.

Верхнебашкирский подъярус. В позднебашкирское время тектоническая обстановка становится нестабильной и к концу башкирского века территория испытывает общий подъем, что привело к резкому сокращению площади позднебашкирского моря и отсутствию в большинстве разрезов верхнебашкирских отложений (Санина, Ускова, 1991).

В разрезах структуры Южная верхнебашкирский подъярус установлен условно. Мощность отложений составляет 46–48 м. Они представлены в основном спонголитами со следами пирокластического материала. Эти отложения следует относить к образованиям верейского возраста.

Отложения московского яруса в полном объеме присутствуют на структуре Южная, где их общая мощность составляет 550–620 м. По данным Г.П. Исаевой отложения верейского возраста сложены, в основном, шламово-сгустковыми известняками, а в скважине 1, которая расположена на склоне карбонатной постройки, установлено присутствие глинистых известняков со спикулами кремневых губок. Как отмечалось ранее, мы полагаем, что пачку спонголитов, которую условно считают верхнебашкирской, следует отнести к низам московского яруса. Это связано с тем, что в конце башкирского времени на всей территории главенствовали процессы обмеления, а в начале московского времени началась крупная трансгрессия, которая привела к накоплению карбонатно-глинистых отложений с многочисленными спикулами кремневых губок.

На Тенгизском поднятии отложения московского яруса не выделяются, однако широкое развитие их на сопредельной территории заставляет предположить возможность их присутствия и здесь.

Начало пермского времени ознаменовалось крупной трансгрессией, которая проявилась на всей территории Прикаспийской впадины. Отложения пермского возраста залегают со стратиграфическим несогласием на размытой поверхности различных горизонтов нижнего, среднего и, кое-где, верхнего карбона, и перекрывают как наиболее погруженные, так и приподнятые участки палеорельефа.

На структурах Тенгиз, Южная, Королевская и Каратон подсолевые нижнепермские отложения развиты повсеместно. Они хорошо выделяются на каротажных диаграммах по высоким значениям гамма-каротажа. Мощности отложений сильно дифференцированы: на приподнятых структурах их значения составляют 10–90 м, а на склонах и в погруженных участках – до 100–320 м. Карбонатные отложения нижней перми установлены на структуре Южная, где они имеют предположительно сакмаро-ассельский возраст. Они представлены массивными водорослевыми (тубифитовыми) известняками биогермного характера, которые с несогласием ложатся на породы московского яруса. Мощность известняков в скважинах 1 и 3 составляет 283 и 370 м, соответственно. Севернее, на территории Каратон-Тенгизской зоны, процессы рифообразования в ранней перми не проявлялись.

В пределах структуры Тенгиз отложения пермского возраста были вскрыты многими скважинами. По данным Л.В. Власовой и др., (1991), они характеризуются широким развитием в разрезе аргиллитов, присутствием аргиллитоподобных глин, мергелей, известняков и доломитов. Характерная их особенность – широкое площадное развитие туфопелитов и присутствие в нижней части разреза прослоев лито-витрокластических туфов. Глинистые породы часто горизонтально слоистые и содержат большое количество карбонатного материала. В породе присутствует битум, который распределен в виде линейно вытянутых полос, что создает микрослоистую текстуру породы. В отдельных прослоях есть скопления остатков кремневых скелетов радиолярий. В верхней части отложений часто отмечается интенсивная доломитизация. Описанные отложения на приподнятых участках Тенгиз-Кашаганской зоны, а также в центральной лагуне Тенгизского атолла перекрываются пачкой ангидритов кунгурского возраста.

Маткен-Ушмолинская зона протягивается от структуры Маткен, на западе до структур Аккудук, Шолькара на востоке. В северной части зрны характеризуется разрезами одноименной структуры Маткен, Ушмола, Ю.З. Улъкентобе Г-8, Биикжал СГ-2, Г-3.

Для визейских отложений характерны аргиллиты с пластами песчаников грауваккового состава, с осадочными текстурами, свойственными для турбидитов, такими как, прямая градационная, горизонтальная, однонаправленная косая слоистость для песчаников и горизонтальная слоистость с элементами оползания для аргиллитов. Пирокластические породы представлены следующими разностями: кристалло-литокластическими, кристаллокластическими, кристалло-витрокластическими туфами. Встречаются также смешанные (тефроидные) породы: туфопесчаники, туфоаргиллиты, туфоконгломераты. Широко отмечается также примесь кристаллокластики о аргиллитах, песчаниках в виде остроугольных зерен плагиоклаза с ориентировкой зональности поперек удлиненной стороны зерен. Хотя для визейско-серпуховских отложений пока нет четких стратографических границ, для нижней части, относимой к визейской, характерны кристалло-литокластические и кристаллокластические туфы, а такжяе в осадочных породах отмечается примесь минералов вулканогенного облика. Туфы, несмотря на большую площадь распространения (скважины Восточный Арман Г-2, Пионерская П-I, Елемес Г-8, Аиршагыл Г-3, Равнинная Г-2, Г-3, Аккудук П-I, Шолькара Г-3), характеризуется выдержаностью в составе и внешнем облике. В разрезах перечисленных скважин кристалло-литокластические туфы наиболее распространены. Туфы представлены псефитовыми и псаммитовыми разностями, размер обломков колеблется от 0,2–0,5 до 2–5 мм. Форма их, в основном, остроугольная, редко окатанная (оплавленная). В составе обломков резко преобладает вулканический материал (90–95 %) форменной части: базальтовые порфириты с вкраплениями плагиоклаза и моноклинного пироксена – авгита, многочисленные обломки кристаллов плагиоклаза и авгита, реже отмечаются обрывки основной массы вулканических пород интерсертальной, фельзитовой, трахитовой структуры, обломки кристаллов кварца и биотита. Подчиненное значение имеют зерна осадочных пород (5–10 %), они представлены обломками кремнистых пород, известняков и алевролитов. Цемент туфов хлоритовый. Имеет витрокластический облик, характерный для вулканического стекла. Необходимо отметить наличие в туфах свежего идиоморфного моноклинного пироксена – авгита, что дает основание предполагать наличие близкого источника пирокластического материала (вулканов). Наряду, с описанными туфами в визейсках отложениях развиты кристаллокластические туфы толщиной 20–50 см, в основном сложенные кристаллами альби-тизированного плагиоклаза, с полным отсутствием зерен пироксена. Детальным изучением двух разностей туфов установлено, что для кристалло-литокластических туфов характерно градационная, массивные текстуры с элементами оползания и косой однонаправленной слоистостью, а для кристаллокластических – горизонтально-слоистая текстура. Кроме того, были выделены туфоконгломераты. В них отмечается содержание обломков известняков и кремнистых пород (до 50 %).

Вышеизложенное позволяет предположить, что кристалло-литокластика привносилась вместе с обломками кремнистых пород и известняков с Южно-Эмбинской зоны турбидитовыми потоками и являются образованиями близкими к тефроидным. Кристаллокластика же привносилась воздушным путем и осаждалась в пределах зоны в спокойной гидродинамической обстановке. Нередко, в маломощных прослоях и линзах тонкообломочных (илистых) осадков видны следы жизнедеятельности илоедов – фукоиды (фото 5, скважина П-1, площади Аккудук, интервал 4984–4991). В этой же скважине в разных интервалах, где вскрыты нижнекаменноугольные отложения, отмечаются различного типа текстуры оползания. Анализ слоистости позволяет отнести эту зону несколько дальше (глубже) – в переходную от побережья к мелководному морскому бассейну со спокойной седиментацией, осложнявшейся время от времени течениями, несущими более грубозернистый материал. К текстурам оползания относят также различные типы сложного смятия слоистости. Зона мелководно-морских терригенных отложений на исследуемой территории в раннекаменноугольное время занимала максимальную площадь распространения.

Рис. 3.47. Фото 1. Площадь Равнинная, интервал 3403–3411 м. Ровнослоистый гравелит-песчаник. Отчетливо видна градационная слоистость осадка. Отложения зоны суспензионных потоков. Нижне-средневизейские отложения

Рис. 3.48. Фото 2. Площадь Аккудук, интервал 3717–3721 м. Слоистость грубозернистого переслаивания. Нижне-средневизейские отложения

Рис. 3.49. Фото 3. Площадь Тортай, Г-26 интервал 3123–3130 м. Чередование тонкой горизонтальной слоистости с мелкомасштабной косой однонаправленной слоистостью. Зона суспензионных потоков. Нижне-средневизейские отложения

Рис. 3.50. Фото 4. Площадь Тортай Г-26, интервал 3142–3147 м. Линзовидно-тонкослоистое переслаивание аргиллитов, алевролитов и мелкозернистого песчаника. Нижне-средневизейские отложения

Рис. 3.51. Фото 5. Площадь Аккудук П-1, интервал 4984–4991 м. Следы жизнедеятельности илоедов (фукоиды). Нижне-средневизейские отложения

Таким образом, кристалло-литокластические и кристаллокластические туфы имеют единый источник и дифференцированно распределялись по площади по минеральному составу и размеру обломков. К северу от полосы, в которой встречены совместно кристалло-литокластические и кристаллокластические туфы (линия Елемес-Равнинная-Аккудук-Шолькара), отмечается наличие глинистой толщи лишь кристаллокластических туфов толщиной 1–10 см, хорошо изученных в скважине Биикжал СГ-2.

Верхняя часть, условно относимая к серпуховским отложениям, представлена аргиллитовой толщей с прослоями песчаников, алевролитов, известняков и кристалло-витрокластических туфов. Толщина серпуховских отюжений колеблется от 50 до 300 м. Аргиллиты темно-серые, иногда почти черные, часто с включениями обугленного растительного детрита. Встречены аргиллиты с примесью гравия (до 20 %) кремнистых пород. Песчаники и алевролиты темно-серые, глинистые, с тонкими прослоями глин, по составу полимиктовые, с преобладанием (60–70 %) в обломочной части кварца и кремнистых пород. Цементация контактово-порового типа, цемент глинистый. Кристаллокластические туфы имеют светлую, светло-серую окраску и четко выделяются на фоне сероцветных пород. Они сложены монтмориллонитом с реликтовой витроструктурой. Для серпуховских отложений в отличие от нижележащих характерно наличие прослоев сгустково-шламовых известняков и включения фауны гастропод, брахиопод, остракод, водоросли, мелкие фораминиферы и неопределенного карбонатного шлама в аргиллитах. Иногда встречаются туфоизвестняки.

Башкирский ярус представлен терригенно-карбонатной толщиной 20–70 м, редко она превышает 100 м, в скважине Елемес 4 составляет 121 м, Аиыршагыл 3–134 м. Она характеризуется чередованием в разрезе аргиллитов, известняков, иногда песчаников. Карбонатные породы в её составе представлены в основном мелкошламовыми, реже органогенно-детритовыми известняками тонко-волнисто-слоистыми, иногда с элементами биотурбации. Среди органических остатков описаны сообществами фораминифер с обедненным видовым составом и мелкие членики криноидей. Известняки и аргиллиты содержат примесь спикул губок и кремнистых радиолярий. Песчаники мелкозернистые, полимиктовые, с глинисто-карбонатным цементом. Породы часто неравномерно окремнены. Отложения представляют собой образования относительно глубоководной части шельфа, накапливающиеся в основном в спокойной гидродинамической обстановке.

Московский ярус по строению аналогичен башкирскому. Для него характерно чередование в разрезе известняков, аргиллитов, битуминозно-кремнисто-глинистых пород, реже появляются прослои алевролитов, мелкозернистых песчаников, мергелей. В ряде скважин в подошве толщин появляются базальные пачки известняковых песчаников. Для скважин Елемесской, Аиыршагыльской, в меньшей степени Равнинной площадей характерно появление спонголитов, опоковидных аргиллитов. В породах отмечается битуминозность, обуславливающая темную окраску.

Толщина их колеблется в тех же пределах, что и для башкирского яруса –
45–75 м, в единичных скважинах превышает 100 м: в скважине Сарыкаска 3 составляет 112 м, Улькентобе Юго-3aпадный П-4, П-8 соответственно 114 и 145 м. Окраска пород меняется от серой до темно-серой. Известняки по структуре в основном шламово-детритовые, шламово-сгустковые, микро-тонко-зернистые, тонко-горизонтально-плитчатые, нередко с тонкой волнистой слоистостью.

Рис. 3.52. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Маткен-Ушмолинской зоны

В районе площади Улькентобе микрозернистые глинистые известняки переслаиваются с мергелями, тонко-мелкозернистыми песчаниками. Распространение сравнительно мелководно-шельфового генетического типа, связанного с жизнедеятельностью известь-выделяющих организмов, ограничено сводовыми и присводовыми участками структур.

Одним из острейших вопросов стратификации, как для всей Прикаспийской впадины в целом, так и для ее юго-восточной части, является вопрос о наличии отложений позднего карбона, а также причины и масштабы предпермского несогласия.

В результате проведенных исследований (А.П. Пронин и др., 1999), было установлено присутствие отложений позднего карбона на юго-востоке Прикаспийской впадины, где они представлены терригенно-карбонатными отложениями толщиной 50–100 м. В пределах Маткен-Ушмолинской зоны установлен терригенно-карбонатный тип разреза в полном объеме касимовского и гжельского ярусов. По мнению авторов, отложения позднего карбона накапливались здесь в условиях мелкого моря, в пределах которого были широко развиты крупные палеоподнятия (Астраханский свод, Тенгиз-Кашаганская зона поднятий, Темирский свод).

Предпермский размыв в пределах юго-восточной части Прикаспийской впадины вызван обмелением моря. Причина падения уровня пока не совсем ясна. Это может быть связано как с общим падением уровня Мирового океана, которое приходилось на предпермское время (RossandRoss, 1990), так и с тектоническими причинами – инверсией в Южно-Эмбинской зоне, произошедшей в результате крупномасштабных тектонических движений, связанных с формированием молодого Уральского орогенного пояса.

Верхний карбон охарактеризован глинисто-карбонатной толщей толщиной от первых десятков метров до 75 м, и только в районе Ушмолы в скважине Г-10 толщина верхнего карбона достигает 182 м. В целом по зоне верхнекаменноугольные отложения представлены чередованием в разрезах и по латерали известняков и аргиллитов, наличием прослоев обломочных известняков, мелкообломочных терригенных пород, в единичных случаях, спонголитов и туфов.

Сохраняя общие черты строения по площади, разрезы скважин претерпевают некоторые изменения от скважины к скважине. Большей частью отложения представлены образованиями типичного мелководного шельфа. Карбонатные породы в разрезах составляют до 40–60 % (скважины Карачунгул II-1, Улькентобе Ю.З. П-2 и др.), и представлены известняками от светло-серых до серых, реже темно-серых, по структуре биоморфно-детритовыми, органогенно-обломочными, линзовидными прослоями полидетритовыми. В биоморфных известняках каркас породы формируют крупные раковины фузулинид, обломки мшанок, корки сине-зеленых водорослей. В детритовых и органогенно-обломочных известняках форменная часть состоит из мелких раковин фузулинид, члеников криноидей, детрита водорослей, брахиопод, створок остракод, участками часть остатков замещена тонкозернистым опалом. Цементирующая масса представлена разнознозернистым кальцитом. Среди известняков встречается прослои аргиллитов, кальцитизированных кристалло-витрокластических туфов. Аргиллиты в прослоях темно-коричневые, темно-серые, содержат кремнистые радиолярии, окремнелые споры водорослей и кристаллы плагиоклаза пирокластического облика. Редко отмечаются ветвящиеся прослои темно-коричневого битуминозно-глинистого вещества. Прослои песчаников характеризуются значительной примесью органогенного детрита и карбонатным цементом. Глубоководно-шельфовый тип отложений описан в скважине Ушмола 10. В их составе возрастает роль терригенных пород (до 60–80 %), в основном аргиллитов, алевролитов. Известняки, встреченные в разрезе, по структуре тонкозернистые, участками сгустково-комковатые, глинистые, с примесью песчаного материала. Залегающая с размывом на верхнекаменноугольних отложениях нижнепермская толща, содержит в своем составе ассельские, возможно ассельско-сакмарские, и артинские отложения, различающие по своему литологическому составу и характеру распределения толщин.

Ассельский ярус распространен повсеместно. В узкой полосе валообразных поднятий, толщина ассельских отложений сокращается более чем вдвое и колеблется от 40 до 180 м. В основании яруса здесь отсутствует реперная карбонатно-глинистая пачка. Толщина отложений составляет от 186 м (П-6 Кумшеты) до 389 м (Г-4 Улькентобе), а разрез в нижней части вновь наращивается гамма-пачкой. Толща, в целом характеризуется глинистым составом – сложена аргиллитами с редкими прослоями витрокластических туфов, а также пелитоморфных известняков, мелкозернистых песчаников. Аргиллиты темно-серые, тонкослоистые, содержат кальцитизированные радиолярии, оболочки водорослей тасманитес. Формировались эти отложения в спокойных условиях относительно глубоководного шельфа, куда с суши поступал в основном, только глинистый материал.

Артинские отложения со стратиграфическим несогласием перекрывают глинистую толщу асселя. Внутрь впадины соотношение пород изменяется в сторону повышения роли песчаников.

Северо-Каспийская зона, выделяется в пределах Шукатского, Новобогатинской и Гурьевского поднятий. Строение подсолевого комплекса здесь изучено на примере пробуренных здесь скважин: Гурьевской П-3 и Эмбенской П-1, вскрывших одноименные типы разрезов. Для этой зоны характерно преимущественное развитие глинистых и вулканогенных пород, реже встречаются карбонатные и песчано-алевритовые, накапливающиеся в глубоководной части морского шельфа.

Параметрическая скважина Гурьевская П-3 под кунгурскими сульфатно соленосными отложениями ниже глубинной отметки 5993 м вскрыла подсолевую толщу (1401 м), по данным ВолгоградНИПИнефть и ИГиРГИ, относящуюся к нижнеперским артинским образованиям. В соответствии со стратификацией подсолевых отложений юго-востока Прикаспийской впадины КазНИГРИ разрез скважины характеризуется трехчленным строением (рис. 3.53). Призабойная частъ (68 м) отнесена к отложениям нижнего карбона, по сейсмическим материалам здесь ожидается его сокращенный разрез. Выше залегают отложения «плиты» – башкирского (32 м) и московского (80 м) ярусов среднего карбона. Венчающие разрез нижнепермские отложения представлены ассельско-сакмарскими (152 м) и артинскими (75 м) образованиями. Скважиной Эмбинской П-I пройден разрез нерасчлененных средне-верхнекаменноугольных (276 м) и ассельских (165 м) отложений.

Нижний карбон (6332–6455 м) по данным Аврова В.П. и др. представлен вулканогенно-осадочной толщей. Значительную часть разреза составляют туфогенные породы-туффиты, туфопелиты, реже туфогенные алевролиты и песчаники с прослоями серых и черныx битуминозных аргиллитов и мергелей. В нижней части интервала, 6390–6397 залегают голубовато-серые туфогенные песчаники, в составе которых встречается скатанные обломки угля. Аргиллиты в составе толщи слабоизвестковистые, тонко расслоены вулканогенными алевролитами и песчаниками. Встречены прослои радиоляритов, сильно битуминозных и слабодоломитизированных.

Рис. 3.53. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Северо-Каспийской зоны

Башкирский и московский ярусы в скважине Г-3 нерасчлененные среднекаменноугольные в скважине П-1 имеют однотипную характеристику. В скважине П-1 разрез представлен неритмичным переслаиванием аргиллитов, туфов, радиоляритов с подчиненным значением карбонатов. В разрезе скважины П-3 известняки и доломиты играют значительную роль, формируя пачки до 23 м. Главная отличительная особенность пород тонкая горизонтальная слоистость, обусловленная перемежаемостью пород различного состава, наличием тончайших черных и темно-коричневых пленок органического вещества, слойков силицитов. Аргиллиты в составе толщи темно-серые, нередко с зеленоватым и буроватым оттенками, буро-черные до черных пород.

Среди них встречаются битуминозные породы с алевритовой составляющей (от 5 до 30 %) доломитизированные битуминозные и кремнисто-известково-глинистые породы. Характерна насыщенность их тонкими слойками силицитов, иногда пирита, образующим псевдоморфозы по радиоляритам. Известняки серые, глинистые, по структуре в основном микрозернистые содержат халцедоновые радиолярии, линзочки (до 1,5 мм) мелкоагрегатного кварца, пирит развивается по радиоляриям, а также встречается в виде мелкой глобулярной сыпи и конкреций. Туфогенные nopoды, представлены в основном туфоалевролитами. Это светло-бежевые, голубоватые плитчатые породы, в различной степени известковистые, средней крепости. В скважине П-I из призабойной части (инт. 6200–6203 м) поднят песчаник разнозернистый, с включениями единичных обломков мелкого гравия, по составу полимиктовый, с редким преобладанием обломков кварца и кварцитов и метаморфизованных пород с карбонатным цементом пленочного и порового типа. Рассмотренные отложения отнесены к единому генетическому типу образованиям глубоководного шельфа.

Ассельско-сакмарские отложения представлены толщей преимущественно глинистого состава, содержащей прослои мелкозернистых алевролитов, редко известняков, мергелей, радиоляритов. В скважине Г-3 Гурьевская отмечается переслаивание окремнелых доломитов с битуминозными аргиллитами. Характерна четкая горизонтальная слоистость пород. Аргиллиты черные, битуминозные, пронизаны многочисленными, ветвящимися прерывистыми прожилками темного органического вещества, ориентированными параллельно наслоению, к органическому веществу приурочены скопления пирита. Алевролиты с глинисто-карбонатным цементом, также содержат большое количество пирита. Известняки темно-серые, микрозернистые, редко тонкозернистые, слабоалевритистые, сильно доломитизированные в отдельных интервалах с заметным содержанием радиолярий (до 40 %) и редкими спикулами губок. Доломиты пятнистые мелкозернистые окремнелые.

Артинский ярус в скважине Г-3 характеризуется двучленным строением: нижняя часть аргиллитово-известняково-алевритовая, верхняя мергельно-известняковая. В подошвенной части отмечено переслаивание серых мелкозернистых алевролитов и туфогенных пород. Немногочисленны прослои сильно битуминозных бурых глинистых пород с небольшим количеством радиолярий. Вверх по разрезу они сменяются темноцветными разуплотненными микрозеринистыми известняками. Верхняя часть артинского разреза характеризуется переслаиванием известняков и мергелей с маломощными прослоями черных битуминозных известковистых аргиллитов. Текстура пород тонко-горизонтально слоистая за счет тонких прожилков гидроокислов железа, участками пятнистая за счет невравномерного окремнения.

Восточно-Междуреченская зона характеризуется двучленным строением: нижняя часть, отвечающая серпуховскому и башкирскому ярусам, сложена мелководношельфовыми карбонатами, верхняя ассельская, залегающая с глубоким стратиграфическим несогласием на башкирских, в основном, глинистыми породами (рис. 3.54).

Серпуховский ярус охарактеризован в двух скважинах Имашевской П1 и П-2 и П-52 Кордуан, где толщина его превышает 200 метров. Для его разреза характерны известняки, как серой, так и светлой реже темно-серой окраски. Текстура же неотчетливо-слоистая, массивная редко обломочная. Наибольшим развитием в скв. 52 пользуются сгустково-комковатые известняки водорослевой природы. Наряду со сгустками и комками микрозернистого кальцита они содержат сине-зеленые, кораллиновые водоросли неясной систематизации, сохранившие элементы внутреннего строения. Среди сгустково-водорослевых известняков встречаются пласты внутриформационных обломочных известняков; состоящих из обломков аналогичных по структуре известняков гравийной размерности, сцементированных кальцитом с кремнисто-глинисто-битуминозным материалом. Эти известняки представляют генетический тип образования отмельных участков мелководного открытого шельфа.

Рис. 3.54. Литолого-стратиграфический разрез подсолевых отложений Восточно-Междуреченской зоны

В скважине П-2 наиболее широко распространены биогермные структурные типы. Среди них выделены фасциеловые, криноидно-конинкопоровые, донецелловые разности. Основу первых известняков составляют нитевидные стебли с цилиндрическим стержнем, сложенные красновато-желтым кальцитом. Ненарушенность стеблей водорослей их срастание друг с другом свидетельствуют о захоронении фасциелл в первичном состоянии. Характерны включения сфер, фораминифер, которые селились на водорослевом каркасе. Криноидно-конинкопоровве известняки (инт. 4461–4464, 4486–4489 м) характеризуется обломочной текстурой. Членики криноидей гравийной размерности сцементированы водорослями конинкопора с характерным ячеистым строением. Водоросли, обрастая криноидеи, заполняли все пространство между ними, вытесняя все другие организмы и формируя с ними прочный каркас. Донецелловые известняки состоят из ветвящихся нишей водорослей донецелл, которые вмещает членики криноидей. В биоценоз также входят фораминиферы, остракоды, брахиоподы. Биогермные известняки характеризуют генетический тип органогенных построек в зоне мелководья первые десятки метров. Реже в виде слоев и линз встречается биоморфно-детритовые разности. Для них: характерен широкий видовой состав органических остатков различной степени сохранности криноидеи, фораминиферы, брахиоподы, различные водоросли. Они формировались в условиях: мелководного открытого шельфа.

Башкирский ярус в объеме краснополянского и северокельтменского горизонтов помимо Кордуановских скважин вкрест скважиной Г-4 Имашевская. Толщина его составляет 150 м (скв. П-52) 238 м (скв. П-2). В скважине П-52 этому стратиграфическому уровню соответствует серые биоморфно-водорослевые известняки. Текстура их меняется от органогенно-слоистой до массивной. Они сложены слоями отмерших водорослей с сохранившимися трубчатыми оболочками, сцементированными тонкозернистым кальцитом. Они формировались в удаленных от берега участках мелкого моря с малоактивным гидродинамическим режимом.

В скважинах Г-4 и Г-2 Имашевской структуры башкирская толща сложена чередующимися в разрезах биоморфно-водорослевыми, оолитовыми известняками с прослоями биогермных. Известняки серые, иногда с нарушенной волнисто-слоистой текстурой. В биоморфно-водорослевых разностях в отличие от серпуховского яруса наряду с донецеллами содержатся в большом количестве зеленые водоросли березеллы. В отдельных случаях отмечена значительная примесь оолитов, это приводит к образованию смешанных пород, которые постепенно по разрезу переходят в оолитовые. Оолитовые разности косоволнисто-слоистые, чаще мелко-фрагментарные, состоят из хорошо отсортированных округлых стяжений (0,02–0,05 мм). До 10 % присутствует примесь органических остатков-криноидей, фораминифер, остракод, обрывки водорослей. Часть оолитов содержат органические остатки в центре. Встречается угловато-окатанные и окатанные обломки ранее образованных оолитовых: известняков. Биогермные известняки представлены массивными, сильно перекристаллизованными криноидно-водорослевыми разностями. Все три структурно-литологических типа известняков, формируют генетический тип крайне мелководных образований в зоне очень активного гидродинамического режима и органических построек-биостромов (биоморфно-водорослевые и биогермные известняки). Увеличение толщины башкирских отложений в этих двух скважинах связано с наличием баровых образований и биостромов.

Ассельская толща выделяется между ангидритово-доломитовой толщей филипповского горизонта и известняками башкирского яруса. Толщина ее изменяется от 60 м (скв. Г-4) до 130 м (скв. П-52). Сложена она в основном аргиллитами с прослоями известняков и пирокластических пород. Аргиллиты темно-серые, участками слабоалевритистые, битуминозные, неравномерно карбонатные, по всей толще содержат зеленовато-серые прослои (0,1–0,5 см) туффитов, редко туфов, иногда включения радиолярий, в большинстве случаев, замещенных кальцитом. Прослои известняков представлены в основном шламово-мелко-детритовыми структурными типами.

Породы темно-серые, с тонко горизонтально-слоистой текстурой, нарушенной участками биотурбацией. Сложены они, в основном, шламом, среди которого встречается мелкий детрит тонкостенных брахиодод, остатки криноидей трилобитов, гастропод различной степени сохранности. Встречены сферы харовых водорослей. Породы неравномерно глинистые. В скважине Кордуан П-52 в основании ассельской толщи встречен донацелловый известняк. Он состоит на 40–50 % из трубочек этой водоросли, содержит спикулы гyбoк и створки остракод, сцементированные кремнисто-глинистым карбонатным цементом. Слоистая, существенно глинистая, толща ассельского яруса отнесена к единому генетическому типу относительно глубоководных образований, формирующихся на глубине порядка 100–200 метров в тиховодных и удаленных от берега участках, периодически при активном привносе пирокластического материала. Формированию карбонатных отложений соответствует ослабление привноса глинистого и пирокластического материала.

В пределах Восточно-Междуреченской зоны вскрыты только нижнепермские отложения. Их толщины составляют в скважинах Междуреченская (Саршыгыл) П-1 – более 400 м, Кум П-1 – 452 м, Кум Шил Г-4 – 260 м, Кобяковская Г-2 – 74 м, Вост. Казанский П-1 – 507 м. По данным спорово-пыльцевого анализа данные скважины вскрыли сакмарско-артинскую часть нижнепермской толщи. По результатам изучения кернового материала и каротажной характеристике отложения представлены глинами, глинами аргиллитоподобными, аргиллитами с прослоями (10–50 см) песчаников и алевролитов. Установлено ритмичное строение нижпермской толщи: в основании ритма на глинах с размывом залегают гравийные и разнозернистые песчаники грауваккового состава с четко выраженной градационной слоистостью. Гравийные разности приурочены к базальным частям песчаников и составляют 1–10 см. Строение нижнепермских отложений Междуреченской зоны дает основание предполагать их образоваиие турбидитовыми течениями.

Краткая литолого-стратиграфическая характеристика Астраханской литолого-фациальной зоны, приводимая ниже, цитируется из монографии «Астраханский карбонатный массив.
Строение и нефтегазоносность» под редакцией Ю.А. Воложа, В.С. Парасыны (2008)

Астраханская зона находится в юго-западной части Прикаспийской впадины в пределах Юстинско-Астраханского блока и представляет собой карбонатный массив девонско-каменноугольного возраста. По мнению Воложа Ю.А. и др. (2008) массив, «…первоначально, являлся частью более крупной Астраханско-Жамбайской карбонатной платформы. В современной структуре этой платформы сохранилась ее северо-восточная (Астраханская) часть. Жамбайская часть платформы и юго-западный фрагмент Астраханского массива в ходе позднепалеозойско-раннемезозойской орогении были отрезаны Северо-Каракульским правосторонним сдвигом
и перемещены в западном направлении». По геолого-геофизическим материалам, вдоль р. Волга прослеживается тектоническое нарушение, разделяющее Астраханский свод на левобережную и правобережную части. В ее пределах выделяется ряд локальных поднятий. Наиболее четко свод выделяется по кровле башкирского яруса среднего карбона (ОГ – П2). Фундамент сложен основными и ультраосновными породами, глубина его залегания предположительно более 9 км (В.Е. Зиньковский, З.Ф. Кучерова, 1986). В кровле фундамента ему отвечает крупный структурный нос, а на уровне кровли подсолевого комплекса (ОГ – П1) – пологая терраса.

Рис. 3.55. Литофациальный разрез Астраханской карбонатной платформы

Наиболее древние отложения нижнего девона, вскрыты только в скважине Девонская – 2 в интервале 7003–6550 м. В забое скважины залегают кварцевые песчаники, гравелитистые песчаники и гравелиты, сменяющимися продуктами перемыва туфогенного материала риолитового состава. Воложем Ю.А. и др. (2008) выделены вулканические постройки в волновом поле сейсмических профилей. Вулканические постройки концентрировались преимущественно вдоль северо-восточного края постройки. Образование карбонатного шельфа, по аналогии с западным и северным бортами Прикаспийской впадины, началось с позднеэйфельского времени. Эйфельский ярус сложен в нижней части терригенно-карбонатной толщей, представленной переслаиванием аргиллитов и известняков, частично доломитизированных,
мощностью до 80 м. Верхняя часть разреза представлена известняками мощностью, также, около 80 м. Отложения живетского яруса на значительной территории отсутствуют.

Общая мощность живетских отложений достигает 420 м. Они представлены переслаиванием известняков и глин. В разрезе франского яруса пашийский горизонт сложен терригенными и карбонатно-терригенными породами общей мощностью до 30. В среднем фране продолжалась трансгрессия и погружение Астраханского поднятия, что привело к выравниванию фациальных обстановок в пределах поднятия и прилегающих акваторий. Преобладает накопление глинистых пород, шламовых известняков небольшой мощности. Верхний франский подъярус связан с фаменским этапом седиментации. Преобладают карбонатные породы рифогенные и обломочные. Обширный карбонатный шельф, ограниченный некомпенсированными прогибами, формируется в фаменско-турнейское время. Разрез фаменского яруса неоднороден. Нижнефаменский подъярус сложен терригенными отложениями на юго-западе (Ашунская-1), карбонатными и карбонатно-терригенными породами на севере и северо-востоке свода (Правобережная-1, Девонская-2, Володарская-2).

Рис. 3.56. Фации углубленного шельфа островной дуги с терригенно-карбонатно-глинистой седиментацией (скв. Девонская-2; D2ef, инт. 6545–6563 м). Прослои хлоритизированных туфов среди микрослоистых известково-глинистых пород

Рис. 3.57. Фации углубленного шельфа с терригенно-карбонатно-глинистой седиментацией (скв. Девонская-2; D2ef, инт. 6545–6563 м). Прослой вулканомиктового песчаника среди черных аргиллитов

В нижней части преобладают микрослоистые известково-глинистые, иногда алевритистые породы. Спорадически отмечаются прослои турбидитов с градационной сортировкой материала. Однако здесь появляются прослои в 10–20 см пелитоморфных известняков однородной структуры с остатками раковинного и растительного детрита. Возможно, это дистальные части оползневых накоплений. Имеются единичные 1–3-миллиметровые прослои пепловых туфов (рис. 3.56). Проявлены оползневые явления в полуконсолидированных осадках (имеются переходы от слабооформленных нарушений и обломков к микросбросам). Цемент – углеродистый аргиллит. Выше толща становится более однородной со слабо выраженной слоистостью. Преобладают однородные или неясно-микрослоистые углеродистые аргиллиты. Развиты текстуры биотурбации в виде ходов мелких илоедов и следов ползания. Ископаемая фауна угнетенная. Бассейн характеризовался застойными условиями и пассивной гидродинамикой. Имеются следы ранних диагенетических стяжений. Вверху интервала среди черных аргиллитов прослой вулканомиктового песчаника в 1,5 см с четкой градационной сортировкой материала (рис. 3.57). Средняя часть разреза (лебедянский, зимовский и сенновский горизонты) образована известняками и доломитами с прослоями глин, песчаников и аргиллитов мощностью более 200 м. Верхнефаменский подъярус (заволжский горизонт) представлен доломитизированными известняками мощностью до 100 м. В поздневизейско-раннебашкирское время накапливались преимущественно мелководные карбонатные образования, а в пониженных частях прогибов – глинисто-карбонатные, относительно глубоководные осадки. Области мелководной карбонатной седиментации сократились. В раннем башкире условия осадконакопления соответствуют лагунным обстановкам, в которых накапливались продукты разрушения рифовых построек. Отложения представлены биоморфными, биоморфно-детритовыми, биохемогенными и органогенно-обломочными известняками. В позднем палеозое Астраханский свод находился в области активного карбонатонакопления, временами сменявшимся привносом терригенного материала. На эрозионной поверхности серпуховских отложений нижнего карбона залегает толща органогенных известняков башкирского яруса. Верхнекаменноугольные отложения сохранились фрагментарно из-за более позднего размыва. Они вскрыты в скважинах 3-Высоковской, Южно-Астраханской и Табаковской-1. Общая мощность сакмаро-артинских отложений – 225–330 м.