Научная электронная библиотека
Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания
Абилхасимов Х. Б.,
Глава 4. СЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ ЭТАПЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПРИКАСПИЙСКОГО ОСАДОЧНОГО БАССЕЙНА В ПОЗДНЕМ ПАЛЕОЗОЕ
В последние десятилетия, для интерпретации палеозойского этапа карбонатонакопления используется модель так называемой «карбонатной платформы». Она (модель) в отличие от моделей карбонатных рифов и атоллов, характеризуется последовательно сменяемыми фациальными поясами: от мелководья переходной приливной равнины, внутренней шельфовой лагуны, внутриморской песчаной отмели окраины, через карбонатный склон и рифовые комплексы в сравнительно глубоководную бассейновую впадину (депрессию). В международной геологической практике такие образования, получили название как изолированные карбонатные подводно-морские горы и наиболее близким по смыслу в русскоязычной геологии, является термин «карбонатный массив».
Выяснено, что для карбонатных массивов характерно увеличение мощности (толщины) отложений, по сравнению с их одновозрастным обрамлением, а узкая переходная зона, где отмечается изменение мощностей, получила название карбонатного уступа (склона). Сами карбонатные массивы почти нацело сложены разнофациальными известняками и доломитами, окрашенными преимущественно в светлые тона, с прослоями вулканогенно-терригенного и терригенного материала. Отложения, развитые по обрамлению карбонатных массивов с конденсированным (сравнительно маломощным) разрезом представлены темноцветным карбонатно-глинистым и карбонатно-терригенным, а в более удаленных частях бассейна – тонкослоистым глинисто-сланцевым и терригенным материалом.
В такой модели рифы, как органогенные постройки палеозойского этапа эволюции, являются одной из составных частей карбонатной платформы. Модель палеозойской карбонатной платформы успешно использовалась для интерпретации карбонатных толщ Восточного Казахстана – кембрийско-ордовикских Малого Каратау и Северо-Западного Прибалхашья и девонско-каменноугольных Большого Каратау.
Воцалевский Э.С., Пилифосов В.М. и др. (2000) считали, что развитие этих карбонатных массивов в палеогеографическом отношении определялось их расположением в зоне сочленения структур юго-восточной окраины Восточно-Европейской платформы с Уральским палеоокеаном и Палео-Тетисом. При этом заложение Тенгиз-Кашаганской карбонатной платформы было связано с периодом раскрытия Уральского палеоокеана. Это обусловило более широкий стратиграфический диапазон и более значительные мощности карбонатных отложений. В противоположность этому, зарождение Южно-Эмбинской карбонатной платформы произошло в период закрытия Уральского палеоокеана и связано с относительно кратковременным процессом обмеления территории (период сжатия). Эти же причины обусловили и разную степень сохранности и морфологической выраженности рассматриваемых структур.
Проведенный автором, литолого-фациальный анализ подтверждает геодинамические построения, предлагаемые вышеуказанными исследователями, и доказывает, что Центрально-Прикаспийская депрессия на протяжении всей истории своего развития представляла собой наиболее погруженные части бассейна седиментации, где были сосредоточены глубоководные и наиболее удаленные от источников сноса фации осадков. В бортовых зонах развиты карбонатные платформы, рифовые массивы. Активное поступление обломочного материала обеспечивается мощными палеорусловыми системами, которые образуют клиноформы, обращенные вглубь впадины. Сложный, длительный и разнонаправленный процесс формирования осадочного комплекса Прикаспийской впадины отражен на составленных автором литолого-палеогеографических схемах. На рис. 4.1–4.8 отражены основные этапы формирования и палеогеографические обстановки осадконакопления Прикаспийской впадины в позднем палеозое.
Позднедевонско-ранневизейский этап. В позднем девоне – раннем карбоне раскрытие Центрально-Прикаспийского рифта, сопровождалось образованием узкого глубокого пролива Уральского палеоокеана. В пределы впадины конусами выноса с Урала через Центрально-Прикаспийский рифт привносилось огромное количество терригенного материала, представленного осадочно-вулканогенными, кремнисто-глинистыми отложениями и базальтами. Накопление мощных терригенных толщ в области Южно-Эмбинского рифта вовлекло юго-восточную периферию Прикаспийского бассейна в устойчивое компенсированное прогибание.
Карбонатный этап осадконакопления, начавшийся в девоне на большей части обрамления юга, юго-востока и севера Прикаспия, без резких фациальных изменений продолжался и в каменноугольном периоде. Это установлено по разрезам скважин зоны Приморских поднятий на юге и на северном борту впадины. Общая мощность карбонатной толщи в разрезах скважин площади Южная более 1660 м. Она представлена толщей известняков, доломитов, реже мергелей от низов турнейского яруса нижнего карбона до размытой поверхности среднекаменноугольных карбонатов. В Астраханской и Тенгиз-Кашаганской зоне, куда не доходили гравитационные потоки, был спокойный тектонический режим, что способствовало зарождению позднефранско-раннетурнейской карбонатной платформы. На составленной автором литолого-палеогеографической схеме (рис. 1) показано, что в южной части бассейна – в позднедевонское время сформировалась обширная карбонатная платформа, размеры которой охватывают площадь, включая Астраханскую и Тенгиз-Кашаганскую зоны, на которой в спокойной морской обстановке происходило формирование крупных рифовых построек. Кроме того, возможно, границы карбонатонакопления были шире и охватывали Новобогатинское и Гурьевско-Кульсаринское сводовые поднятия. Процессы карбонатонакопления также происходят в восточной и северной бортовых зонах Прикаспийской впадины.
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. Отложения нижнего девона в пpеделах Каpповского выступа фундамента, фоpмиpовались в мелководном морском бассейне в эпоху приподнятого положения уровня 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. Разрезы центральной части Карповского выступа формировались в условиях шельфа. Для Приграничной приподнятой зоны характерен более мелководный характер карбонатных образований. В южной части выступа (Западно-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. Нижне-эйфельские 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, погружены в прогиб по сбросам, развивавшимся 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. 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. Верхнефранско-турнейский карбонатный 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.
В позднем девоне – раннем карбоне (во время накопления аналога зилаирской свиты) восточная окраина Прикаспийского бассейна развилась в режиме сжатия. Об этом свидетельствует флишевый облик образовавшихся терригенно-глинистых отложений. Здесь получили развитие горноприбрежные терригенные отложения, которые заполнили, по всей вероятности, пограничные миогеосинклинальные троги и опущенные части платформы. Об этом свидетельствуют данные бурения и геофизики района Южно-Эмбинского поднятия, Биикжала и Изембета. Сжатия привели в позднем визе к воздыманию и постепенному обмелению, поэтому в тульско-алексинское время песчано-алевритово-глинистые осадки в Жанажольской зоне, вероятно, формировались в мелководной обстановке. Аналогичная закономерность нами была установлена для южных частей Южно-Эмбинской области. На этом поднятии позже возникла Жанажолская карбонатная платформа. Таким образом, обмеление, вызванное процессами регионального сжатия, предопределило последующее биогенное карбонатонакопление в мелководной шельфовой обстановке теплого моря.
В основании разреза карбонатной платформы скважинами вскрыта терригенно-аргиллитовая толща, где преобладают черные аргиллиты с обуглившимся растительным детритом. Серые песчаники средне- и мелкозернистые, имеют граувакковый состав. Выше установлены две карбонатные толщи – поздневизейско-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 составляет 400–500 м.
Важно отметить, что верхняя карбонатная толща КТ-I распространена в указанном стратиграфическом объеме только в Жанажольской фациальной зоне.
Рис. 4.1. Литолого-палеогеографическая карта позднедевонско-ранневизейского этапа
Из вскрытых бурением разрезов южного, юго-восточного, восточного бортовых зон Прикаспийской впадины наиболее древними являются отложения франского и фаменского ярусов в скважинах Каратон, Жанасу, Сев. Мынсуалмас, Изембет, Кокпекты. Вскрытые бурением карбонатные отложения девона входят в состав единой верхнедевонско-каменноугольной карбонатной, платформенной мелководно-морской толщи.
В пределах юго-восточного борта Прикаспийской впадины привнос терригенного материала не способствовал формированию карбонатных отложений. На широкое площадное развитие карбонатных отложений девона на юге Прикаспийской впадины указывают и материалы геофизических исследований. Геолого-геофизические исследования юго-востока и востока Прикаспийской впадины позволили выделить кроме собственно платформенных фаций, также сопровождающие их миогеосинклинальные терригенные и терригенно-карбонатные молассоидные и флишоидные породы. Они вскрыты на Южно-Эмбинском поднятии (Жанасу – Г-10, Г-11, Туресай – Г-7, Сев.Мынсуалмас – П-1, П-2, П-3) и на восточном борту впадины (площади Кокпекты, Изембет). Морской генезис большей части девонских отложений этого района не вызывает сомнений (фауна фораминифер, карбонатность, слоистость и др.), а ряд фациальных данных, в том числе палеонтологическая характеристика, указывают на следы мелководья. Толщины характеризуемой толщи в разрезе П-1 – Северный Мынсуалмас – 2100 м. Разрез представлен аргиллитами, песчаниками, конгломератами. Франский ярус верхнедевонских отложений (скважина Г-11 Жанасу) содержит в себе прослои мергелей и известняков. Вскрытая толщина верхнего девона здесь 760 м. К верхнедевонской терригенной толще отнесена и флишеподобная толща песчаников, алевролитов, аргиллитов разреза скважины Г-6. Изембет толщиной 1600 м, а также девонские отложения разреза скважины Г-22 Кокпекты. Наличие грубообломочного материала, эффузивов, плохо окатанных обломков, обугленного детрита свидетельствует о близости источника сноса.
В пределах южного борта Прикаспийской впадины, в зоне Тенгизско-Приморских поднятий, вскрытые бурением каменноугольные карбонатные разрезы входят в единую верхнедевонско-каменноугольную карбонатную толщу, сформировавшуюся в условиях морского мелководья. С небольшими изменениями состава она прослеживается на запад до Астраханского свода, возможно захватывая южную часть Новобогатинского и Гурьевско-Кульсаринского палеосводов. Фациальные условия были благоприятными для формирования рифовых построек. Со второй половины средневизейского времени зона развития мелководной морской платформенной карбонатной толщи начала продвигаться на север вдоль восточного борта впадины за счет развития карбонатных шельфовых фаций. А полоса терригенных разрезов смещается дальше на северо-запад, огибая формирующиеся подводные аккумулятивные поднятия – участки мелководья. Карбонатные отложения Тенгиз-Кашаганской карбонатной платформы охватывают широкий стратиграфический интервал – от начала позднего франа (по данным сейсмики) 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 вулканогенно-осадочной пачкой тульского возраста, которая является уверенно прослеживаемым геофизическим репером между карбонатными массивами.
В позднем девоне сформировалась приподнятая поверхность поднятия, на которой с середины франского века позднего девона до раннетурнейского века раннего карбона формировались мелководные карбонатные осадки карбонатной платформы. В конце раннего турне фиксируется перерыв в осадконакоплении. В позднем турне на Тенгиз-Кашаганской платформе начались вертикальные движения, которые привели к образованию поднятых и опущенных блоков (структур). Тенгизский блок был поднятием. На этом поднятии и его периферии, также, как и на Каратонском и Королевском поднятиях, в позднем турне и раннем визе формировалась фация иловых холмов.
В пределах Астраханской карбонатной платформы, наиболее древние отложения нижнего девона, скорее всего их базальная часть, вскрыты только скв. Девонская-2 в интервале 7003–6550 м. В забое скважины залегают кварцевые песчаники, гравелитистые песчаники и гравелиты, которые выше сменяются тефрогенными алевролитами и песчанистыми алевролитами, представляющими собой продукты перемыва в мелководной обстановке туфогенного материала риолитового состава. Обломочные зерна алевритовой и мелкопесчаной размерности состоят из калиевого полевого шпата (санидина) и кварца вулканогенного генезиса. С глубины 6690 м наблюдается чередование полевошпат-кварцевых песчаников, глинистых алевролитов, алевритистых аргиллитов с прослоями витро-кристаллокластических туфов средне-основного состава. В кровле этого интервала разреза появляются единичные прослои калькаренитов, в которых обнаружен конодонт нижнего девона. Эти отложения рассматриваются как осадки склонов вулканических построек центрального типа и продукты их переотложения и смешения с терригенным обломочным материалом из подстилающих более древних толщ в мелководной и прибрежно-морской обстановках. Мощность отложений нижнего девона изменяется от 150 до 500 м.
Во второй половине раннего девона и начале среднего в пределах вулканического поднятия Астраханского свода постепенно начала затухать вулканическая деятельность. В результате мелководные осадки сменились более глубоководными, а на вулканических постройках начали формироваться карбонатные шапки биогермов. Продуктами разрушения и частичного размыва биогенных построек являются калькарениты турбидного происхождения, кальцилютиты и шламовые известняки, вскрытые скважинами. Сами биогермы оконтурены нами лишь по сейсмическим данным. Вероятно, область осадконакопления отличалась достаточно расчлененным рельефом, унаследованным от вулканического рельефа предыдущей эпохи. Об этом свидетельствуют следы оползаний неконсолидированных осадков, присутствие прослоев турбидитов. На контакте оползших пачек и ненарушенных отложений меняется угол наклона слоистости, что позволяет говорить о том, что имелись существенные уклоны дна бассейна. Это объясняет соседство биогермных построек, формировавшихся в мелководной обстановке, и депрессивных карбонатно-глинистых фаций, содержащих остатки относительно глубоководных форм конодонтов. Повышенная углеродистость глинистых отложений, угнетенный состав бентосной фауны в них, скорее всего, являются результатом поствулканической гидротермальной деятельности.
Во время перестройки наибольшее поднятие и размыв испытала юго-западная часть Астраханского свода. Возможно, это связано с процессами предрифтового аркогенеза Донбасс-Туаркырской зоны в окрестностях кряжа Карпинского. Особенностью этих структур является чередование крупных поднятий с более узкими прогибами. Орографически это горные хребты, разделенные межгорными впадинами. Депрессии от хребтов отделены обычно зоной разломов или флексур.
После затухания вулканической деятельности раннего-среднего девона, структурной перестройки, приведшей к поднятию и размыву южной части Астраханского свода в конце среднего девона, осадконакопление возобновилось в начале франа. Интересно отметить, что в области относительно глубоководной седиментации оказалась и зона размыва конца среднего девона. По всей вероятности, это связано с процессами растяжения и погружения в зоне рифтогенеза кряжа Карпинского [Волож и др., 1999]. В области мелководной седиментации среди нижнефранских отложений мощностью 100–300 м различаются две фации: биогенных карбонатных построек типа ракушняковых банок и мелководных преимущественно алевро-глинистых и карбонатно-обломочных отложений. Фация биогенных построек вскрыта скв. Девонская-1 (инт. 6087–6096 м) и Девонская-3 (инт. 5994–6057 м). В скв. Девонская-1 она представлена полностью доломитизированными биогенными и биокластовыми известняками типа ракушняка с послойным расположением целых крупных разрозненных раковин замковых брахиопод и их обломков, а также одиночных кораллов. В фации мелководных карбонатно-глинистых и карбонатно-обломочных пород различается две субфации, характеризующие, с одной стороны, проксимальные склоны ракушняковых банок, с другой – дистальные части склонов и депрессии между банками. Более дистальные и бассейновые субфации вскрыты скв. Правобережная-1 (инт. 6368–6494 м), где наблюдаются известняки, белые с небольшим количеством серых глинистых и слабоглинистых. Известняки перекристализованные с единичными зернами пирита, в отдельных прослоях видна их первичная обломочная (мелкозернистые калькарениты) и органогенно-обломочная текстура. Мощность отложений изменяется от 50 до 500 м.
В среднем фране продолжалась трансгрессия и дифференцированное погружение Астраханского поднятия, начавшиеся в раннем фране, что привело к почти полному выравниванию фациальных обстановок как в пределах Астраханского поднятия, так и прилегающих частях акватории. Повсюду преобладает накопление черных битуминозных аргиллитов, глинистых алевролитов, шламовых известняков и кальцилютитов (так называемой доманиковой фации) небольшой мощности (конденсированные осадки). Более интенсивное погружение южной части поднятия, примыкающей к кряжу Карпинского, привело к наклону всего геоблока Астраханского свода. В результате его северный край испытал поднятие, и северный склон приобрел более крутой наклон по сравнению с южным. Эта тенденция сохранялась и в последующие периоды.
В результате на месте ранне-среднедевонского вулканического Астраханского поднятия возникла внутрибассейновая карбонатная платформа субширотного простирания с крутым северным и более пологим западным и южным склонами, развивавшаяся в регрессивном режиме в обстановке погружения вплоть до конца турнейского времени раннего карбона. В результате на отдельных участках платформы за рассматриваемый период времени накопилось до 1600 м карбонатных отложений.
Полное отсутствие в составе осадков терригенного материала свидетельствует об изолированности карбонатного плато и о его приподнятом положении в рельефе дна Каспийского бассейна. В современной структуре ее южный склон частично срезан разломом пермского возраста. Среди карбонатных отложений платформы нами выделено две фации: карбонатных биогенных построек и мелководных карбонатно-обломочных отложений. Внутри последней выделено две субфации, характеризующие обстановки с пассивным и активным гидродинамическими режимами накопления.
Наиболее полный разрез фации карбонатных биогенных построек вскрыт скв. Табаковской-1 (инт. 5050–5580 м). В составе этой фации преобладают комковато-сферово-сгустковые водорослевые, иногда онкоидные известняки, в различной степени доломитизированные, содержащие также остатки фораминифер, гастропод, остракод, кониконхий и иглокожих. Водорослевые известняки содержат прослои обломочных, биокластовых и фораминиферовых известняков. Биогенные постройки имеют слоистую структуру и по обстановке накопления близки биостромам.
Фация карбонатно-обломочных пород пользуется наибольшим распространением. Субфация, сформировавшаяся в рассматриваемый период времени в обстановке активного гидродинамического режима, тесно связана с биогенной фацией по вертикали и латерали, отличаясь от последней преобладанием обломочных разностей пород над биогенными сгустково-водорослевыми. Для этой фации также характерна диагенетическая доломитизация. Наиболее типичный разрез вскрыт скв. Правобережная-1. Субфация карбонатно-обломочных пород, накопившаяся в обстановке пассивного гидродинамического режима, пользовалась более широким распространением в пределах карбонатной платформы, а также ее пологого южного и юго-западного склонов.
По расширению площади платформы в регрессивную стадию рассматриваемого цикла (фамен-турне) можно говорить о проградационном характере развития склонов, особенно на севере и юге. Кроме того, можно говорить о преимущественном развитии карбонатных и карбонатно-глинистых турбидитов различной дистальности на склонах платформы, так как в волновом поле отчетливо видны характерные для этого типа осадков клиноформные условия залегания. В пользу турбидитного характера седиментации говорит также присутствие турбидитов и следы оползания неконсолидированных осадков среди более мелководных фаций платформы и ее верхней пологой части склона.
В конце турнейского века вследствие движения на север Карабогаз-Каракумской и Северо-Каспийской системы микроплит произошло сближение Северо-Устюртского блока с краем Восточно-Европейской платформы.
Интенсивные деформации сжатия, привели к расколу платформенного основания терригенного клина и образованию конседиментационных складок в верхнедевонско-нижнетурнейском терригенном комплексе Южно-Эмбинской зоны. По результатам проведенных литолого-фациальных исследований выделяются конусы выноса. В пределах Южно-Эмбинского поднятия – Шолькаринский, Тортайский, Восточно-Табынайский и Арман-Аиршагыльский, а вдоль восточного борта – Остансук-Джурунский, Коздысай-Акжарский и Восточно-Жанажолский. Состав обломочного материала и глинистых минералов существенно различается в каждом из выделенных конусов выноса.
В восточной бортовой зоне (Жанажол-Торткольской) 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). 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.
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. 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.
Исследования глинистых минералов подсолевых отложений юго-востока Прикаспийской впадины, проведенных автором, выявило что, в их распределении существует определенная зависимость от гидрохимического и гидродинамического режимов осадконакопления. Минералогический состав глинистых минералов показывает, что они формировались на суше в условиях жаркого гумидного климата в корах выветривания линейного типа по различному составу пород. В восточной части – по породам основного и ультраосновного состава, по наличию в глинистой ассоциации нонтронита, палыгорскита и клинохризотила (ультрабазитовый массив южного Урала). Наличие горизонта с высоким содержанием палыгорскита, указывает на близкий источник сноса, поскольку в более отдаленных от берега участках бассейна тончайшие индивиды палыгорскита при незначительном увеличении путей переноса легко разрушаются. В Арман-Аиыршагыльской зоне, юго-западной части Южно-Эмбинского поднятия и в Тенгиз-Кашаганской зоне характерны глинистые ассоциации с преобладанием гидрослюд и смешаннослойных минералов. Особенностью является наличие туфогенных глин корренситового состава в разрезах площадей Восточный Арман, Арман, Сазтобе и Тенгиз. Состав обломочного материала вулканогенный, андезитовый, встречаются прослои литовитрокластических туфов.
В юго-восточной части Прикаспийской впадины широкое проявление андезитового вулканизма в предокское время связываются с деятельностью одиночных вулканов непосредственно в области Арман-Аиыршагыльской зоны. Терригенный материал, в пределы Прикаспийской впадины, по-прежнему привносился по уже сформированным конусам выноса.
В разрезах Южно-Эмбинского типа на площадях Тортай, Молодежная, Табынай, Южно-Эмбинская, Южно-Молодежная, Равнинная и других характерна монтмориллонит-гидрослюдисто-смешаннослойная ассоциация, образованная в корах выветривания по вулканогенно-осадочным породам основного и среднего составов, возможно девонского возраста, которые вскрыты бурением в Жанасу-Мынсуалмасской горно-прибрежной зоне, близкой к Северному Устюрту. Данный факт подтверждает близость Северо-Устюртского микроконтинента в девоне.
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.
Турне-визейская прибрежно-морская терригенная толща вскрыта скважинами на площадях Туресай, Сев.Мынсуалмас, Южно-Молодежная, Терескен. Ее аналоги прослеживаются полосой через площади Тортколь, Тохутколь, Ю. Тускум, Восточный Тобускен, Куантай, Кожасай, Жанажол, Синельниковская и т.д. на Изембет в Примугоджарье. В строении толщи принимают участие грубообломочные отложения абразионных террас, песчано-глинистые отложения подводных прибрежно-морских полого-наклонных аккумулятивных равнин, элементы грауваккового и флишоидного осадконакопления. Разрезы, слагающие толщу, представлены сероцветными чередующимися разновидностями аргиллитов, алевролитов крупно- и среднезернистых песчаников, гравелитов больших мощностей. В разрезе скважины П-1 Терескен мощность толщи в объеме турнейско-визейского ярусов достигает 2506 м. В нем отражены и элементы флишоидного осадконакопления. Характерной чертой разрезов толщи являются наличие больших мощностей, ритмичное строение, тонкое чередование пород, находки остракод и брахиопод, наличие растительной углефицированной органики, угловатая окатанность обломочного материала. Вверх по разрезу она имеет более тонкий алевритово-глинистый состав, карбонатный цемент и тонкие прослои известняка, которые фиксируют ритмичность осадконакопления. Полностью в объеме турне-верхневизейского ярусов, прибрежно-морская терригенная толща представлена в разрезах площадей Терескен, Изембет-Джилансаид. Породы представлены аргиллитами, алевролитами, песчаниками, гравелитами и конгломератами.
Грубозернистые отложения занимают более широкую площадь, чем сами палеорусла в прибрежно-морской зоне в результате миграции русел. Прямые русла также испытывают миграцию, что мы и наблюдаем в разрезе площади Тортай. Области распространения подводно-русловых отложений отмечаются на площадях Жанасу, Туресай, Тортай, Равнинная, где они сложены переслаиванием гравелитов, реже конгломератов с алевролитами и аргиллитами. Наблюдается ритмичность подводно-русловых течений во времени. В разрезах на площадях Тортколь, Тохутколь, Жанажол, Ю. Тускум терригенная толща имеет неполную вскрытую толщину 700–800 м. Комплекс терригенной формации по литогенетическому и стратиграфическому содержанию наиболее полно представлен в разрезе площадей Биикжал и Тортай, расположенных в зоне сочленения с северо-западным склоном Южно-Эмбинского поднятия. Эталонами разреза являются сероцветные терригенные породы (алевролиты, песчаники, реже аргиллиты, гравелиты). Толщины турне-серпуховского терригенного комплекса в скважине П-1 Тортай – достигают 1570 м, а в скважине СГ-2 Биикжал уменьшается до 870 м.
Итак, в конце раннего визе был завершен важный этап в формировании собственно Прикаспийского бассейна: Южно-Эмбинское инверсионное поднятие и Северо-Устюртский микроконтинент ограничили бассейн с юго-востока. Со второй половины визе начинается новый этап в формировании карбонатных платформ Прикаспийской впадины, значительно отличавшийся от предшествующего этапа, как по сути процессов карбонатной седиментации, так и по месту локализации карбонатных платформ. Обширный карбонатный шельф, ограниченный некомпенсированными прогибами, формируется в фаменско-турнейское время.
Поздневизейско-башкирский этап. В поздневизейское время помимо Астраханской и Тенгиз-Кашаганской карбонатной платформы – на юге, Жанажолский и Темирской на востоке, Карачаганакской – на севере, появилась новая поздневизейско-башкирская карбонатная платформа на наиболее приподнятой части денудированного Южно-Эмбинского поднятия, причем из-за трансгрессии моря бассейн значительно расширился в сторону Северного Устюрта, и граница платформы проходила с востока на запад. Области карбонатонакопления, возможно, сохранялись в пределах Новобогатинского и Гурьевско-Кульсаринского сводовых поднятий. В позднетульское и раннеалексинское время из юго-восточного обрамления палеоПрикаспийского бассейна поступал пеплово-туфовый материал андезитового состава и граувакковая терригенная кластика.
В северной бортовой зоне 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.
На востоке, в Жанажол-Торткольской зоне 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. 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.
Межкарбонатная терригенная толща сложена глинами с прослоями известковистых песчаников, алевролитов с прослоями гравелитов и реже известняков, с обугленным растительным детритом. Толща развита не повсеместно. Ее толщина изменяется от 53 м до 406 м (Кожасай II-3, Жанажол Г-56). Наибольшие толщины вскрыты в разрезах площадей Жанажол, Синельниковская, Жагабулак, Алибекмола. Сокращение толщин отложений, которые отмечаются на площадях Ю. Мортук, Кожасай, Урихтау, Жантай, Тохутколь и отсутствует на площади Кенкияк, объясняется перерывами в осадконакоплении и размывом.
На юге, в пределах Тенгиз-Кашаганской карбонатной платформы, в позднем визе (алексинское и михайловское время) на поверхности иловых холмов формировались криноидные и брахиоподово-криноидные банки. Иловые холмы образовали палеогеоморфологические возвышенности, на которых криноидные и брахиоподово-криноидные банки в свою очередь создали твердый субстрат для рифов.
С конца позднего визе (веневское время) и в серпуховском веке существовал атолл, с фациями рифа. В зарифовой зоне формировались фации биостромов, органогенных банок и отмелей, известковых илов лагуны. Время с раннего визе до серпуховского века, с начала образования холмов, затем криноидных банок и рифов – было этапом компенсированного прогибания Тенгизского конседиментационного поднятия. В это время, на границе раннего и позднесерпуховского времени, а также протвинским и запалтюбинским, установлены перерывы. Они способствовали процессам выщелачивания и образованию вторичной пустотности в резервуаре месторождения Тенгиз.
В башкирский век (с краснополянского до прикамского времени включительно) формировались биокластические банки, отмели и подводные валы. На границе серпуховского и башкирского веков фиксируется перерыв – наступили обмеление и прекращение рифообразования. В отложениях башкирского века установлены небольшая высота банок, размыв и частые поверхности перерывов. Это можно объяснить тем, что осадконакопление не компенсировалось прогибанием. Заложение Тенгиз-Кашаганской карбонатной платформы было связано с периодом раскрытия Уральского палеоокеана.
Это обусловило более широкий стратиграфический диапазон и более значительные мощности карбонатных отложений. Карбонатные отложения Тенгиз-Кашаганской карбонатной платформы охватывают широкий стратиграфический интервал – от начала позднего франа до среднего карбона.
Особенность цикла на Тенгизском поднятии состоит в том, что рифообразование здесь прекратилось в конце серпуховского века. Это могло быть связано с тем, что в башкирский век прекратилось компенсированное прогибание, столь необходимое для существования рифов. На рис. 4.2. приведен вертикальный фациальный ряд Тенгиз-Кашаганской платформы.
Рис. 4.2. Вертикальный фациальный ряд Тенгиз-Кашаганской карбонатной платформы (на примере Тенгизского месторождения) по Н. Азербаеву
Поздневизейско-сакмарская прибрежно-морская шельфовая карбонатная толща получила развитие и в зоне Южно-Эмбинского поднятия. Толща представлена разрезами скважин Сарыкум, Уртатау-Сарыбулак, Бекбулат, Сазтобе Южное, Туресай, Тортай (Г-23, Г-12), Южно-Молодежная и Южно-Эмбинская, пробуренных на северо-западном склоне Южно-Эмбинского поднятия. Ее аналог встречается вдоль восточного борта, где расчленяется на две карбонатные толщи терригенными осадками низов подольского горизонта московского яруса. Карбонатные разрезы Южно-Эмбинского поднятия различаются по стратиграфической полноте, содержанию терригенных прослоев и структурно-генетических типов карбонатных осадков. Накопление карбонатных осадков происходило в мелководном прибрежном морском бассейне в условиях, благоприятных для карбонатной седиментации. Толщина каменноугольной части толщи в разрезе площади Туресай – 1043 м.
Нижняя карбонатная толща сложена известняками различных генетических типов, в различной степени доломитизированных, рассланцованных и массивных с различной плотностью, с прослоями аргиллитов. Стратиграфический объем толщи определяется окским, серпуховским, башкирским, раннемосковским возрастом. Формировалась толща в условиях мелководного морского бассейна на обширной территории всего восточного борат в виде карбонатной платформы. Толщины нижней карбонатной толщи (КТ-II) уменьшаются с востока на запад от 650 до 250–136 м, а в сторону Биикжала и Тортая замещается шельфовой терригенно-карбонатной толщей.
Вертикальный фациальный ряд северо-западной окраины Южно-Эмбинской карбонатной платформы приведен на рис. 4.3.
В пределах Астраханской карбонатной платформы, в поздневизейско-раннебашкирское время накапливались преимущественно мелководные карбонатные образования, а в более 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 (рис. 4.4), временами сменявшимся привносом терригенного материала. Самыми древними отложениями, вскрытыми бурением, являются известняки нижнего карбона.
На эрозионной поверхности серпуховских отложений нижнего карбона залегает толща органогенных известняков башкирского яруса.
Московско-позднекаменноугольный этап. Московский бассейн осадконакопления унаследовал характер режима седиментации от башкирского. В Тенгиз-Кашаганской зоне в этот период времени имел место перерыв в осадконакоплении. Конец башкирского – начало московского веков знаменовало начало третьего (позднебашкирско-раннегжельского) этапа в развитии карбонатных платформ, связанного с интенсивными тектоническими процессами на юге впадины – в области кряжа Карпинского, где начался процесс седиментации мощных терригенных толщ (рис. 4.5).
Карбонатные платформы длительное время оставались в мелководно-морских условиях, периодически осушались, что способствовало развитию карстовых процессов. Накопление терригенного комплекса сопровождалось конседиментационными деформациями сжатия и надвигания на Астраханскую карбонатную платформу и цепочку других карбонатных массивов юга Прикаспийского бассейна.
Рис. 4.3. Вертикальный фациальный ряд северо-западной окраины Южно-Эмбинской карбонатной платформы (по Н. Азербаеву)
Серпуховско-московская – шельфовая терригенно-карбонатная толща получила свое развитие в зоне сочленения с Южно-Эмбинским поднятием. Толща представлена разрезом скважин площадей Биикжал, Тортай, Ю.З. Улькентобе, Шолькара, Табынай, Кумшеты, Уртатау-Сарыбулак и др. Разрезы включают в себя осадки шельфа (аргиллиты, глины, алевролиты, мергели, силициты, радиоляриты, глинистые известняки и др.) серпуховского, башкирского и московского возраста. Отмечается преобладание известняков в верхних частях разрезов серпуховского, башкирского и московского возраста и уменьшение их в нижней. Общая мощность серпуховско-московской терригенно-карбонатной толщи на площади Биикжал –174 м. По генетическому своему содержанию и полноте Биикжальский разрез можно отнести к эталонному.
Рис. 4.4. Литолого-палеогеографическая карта поздневизейско-башкирского этапа
Верхне-визейско-верхнекаменноугольный платформенный мелководно-морской комплекс терригенно-карбонатной толщи широко развит в подсолевых отложениях восточной прибортовой зоны Прикаспийской впадины: Тохутколь, Тортколь, Восточный Тортколь, Киндысай, Восточный Тобускен, Куантай, Жанатан, Акжар-Тащий, Кожасай, Синельниковская, Жанажол, Урихтау, Алибекмола, Ю. Мортук, Кенкияк др. Он содержит в себе две карбонатные толщи (КТ-I, КТ-II) и разделяющую их толщу терригенных отложений. Толщина всего комплекса уменьшается с востока на запад от 1800–1500 м до полного исчезновения. Происходит сокращение толщин вначале верхнемосковско-верхнекаменноугольных карбонатов (КТ-I), затем межкарбонатной терригенной толщи и верхневизейско-нижнемосковских известняков (КТ-II) с образованием клиноформ за счет размыва. Глубина размыва каменноугольных отложений увеличивается в сторону Караулкельдинского палеоподнятия.
Рис. 4.5. Литолого-палеогеографическая карта московско-позднекаменноугольного этапа
Поздний карбон знаменуется резким падением уровня моря, что привело к частичному размыву ранее накопившихся отложений в области приподнятых участков и карбонатных построек: Тенгиз-Кашаганской и Южно-Эмбинской; сокращению зоны карбонатного шельфа, образованию подводных отмелей и повышению роли терригенного материала.
На Астраханской карбонатной платформе верхнекаменноугольные отложения сохранились фрагментарно из-за более позднего размыва. Здесь преобладают терригенно-обломочные и карбонатно-обломочные отложения. Мощность отложений составляет 180–250 м. Они вскрыты в скважинах 3-Высоковской, Южно-Астраханской и Табаковской-1. Перекрывается глинисто-карбонатной толщей нижней перми, представленной различными генетическими типами известняков светлой окраски различной структуры. Общая мощность сакмаро-артинских отложений 225–330 м.
Ассельско-сакмарский этап. В предпермское время Южно-Эмбинская карбонатная платформа развивалась, как и в предшествующий этап со всем характерным платформе набором формаций. После длительного позднекарбонового перерыва в осадконакоплении и денудации положительных форм палеорельефа до глубины серпуховского, а иногда и визейского ярусов, произошла новая трансгрессия моря. Условия осадконакопления на юго-востоке Прикаспия в ассельском и сакмарском веках были сходные и, вероятно, составили единый цикл (рис. 4.4). Распределение литофациальных зон отложений ассельско-сакмарского возраста, не претерпело существенных изменений по сравнению с позднекаменноугольным временем. Карбонатонакопление сохранилось в узкой полосе на площади Уртатау-Сарыбулак и протянулось на Жанажол-Торткольскую зону восточного борта Прикаспия. Нижнепермские отложения представлены известняками светло-голубовато-серыми, биогермными, сочетающимися с голубовато-серыми, органогенно-детритовыми известняками, с сопутствующей фауной ассельского яруса. Мощность – 955 м. В Темирской зоне, 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. На структурах В. Тортколь (скв. Г-3), Тохутколь, В. Жанажол, Киндыкты, Ц. Якут распространены мелководные водорослевые известняки ассельского яруса толщиной 500–700 м. 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 (рис. 4.7). 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-О. 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).
В западной части северной бортовой зоны, ассельские отложения в объеме всех трех фузулинидовых зон 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.
Рис. 4.6. Литолого-палеогеографическая карта ассельско-сакмарского этапа
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.
Рис. 4.7. Фациальные колонки структурно-фациальных зон Жанажольской карбонатной платформы.
По материалам С.М. Бланк, О.И. Валеевой, Н.Б. Гибшман, Ю.А. Иванова, JI.H. Ивановой, И.Н.:1 – изестняки перекристаллизованные, мраморизованные; 2 – фауна радиолярий. Фрации: 3 – галечно-гравийно-песчано-алевритово-глинистых осадков подножия бассейна; 4 – кремнистоизвестковых осадков склона карбонатной платформы; 5 – известковвых осадков формаминиферо-водорослевых биостромов и биогермов мелкого моря; 6 – известковых осадков водорослевых биостромов, биогермов с отмелями и банками мелкого моря; 7 – песчано-алевритово-кремнисто-известково-глинистых о садков склона карбонатной платформы; 8 – известково-песчано-глинистых осадаов относительно глубоководного фэна; 9 – песчано-алевритово-глинистых осадков межого шельфового моря; 10 – известковых осадков водорослевых биостромов и бисгермов мелкого меря; 11 – известковых и глинистых осадков биостромов и бисгермов мелкого моря; 12 – песчано-алевритово-глинистых осадков среднего шельфа; 13 – карбонатно-сульфатных осадков лагуны; 14 – линии, соединяющие одинаковые стратиграфические уровни в колонках; 15 – вертикальные границы фаиий внутри структурно-фациальных зен; 16 – перерывы и несогласия в колонках. Залежи: 17 – нефти, 18 – газоконденсата; 19 – нефгепроявления
На Карачаганакской и Южно-Эмбинской карбонатных платформах, и частично Жанажолской (на структурах Восточный Тортколь, и Тохутколь) и Темирской (позднее срезаны предкунгурской эрозией), продолжалось накопление карбонатных комплексов, которые вглубь бассейна сменялись ритмичными толщами терригенных отложений (песчаники, алевролиты, аргиллиты). Мелководные осадки сменяются относительно глубоководными, развитыми в Маткен-Ушмолинской и в Тенгиз-Кашаганской зонах, где ассельские отложения залегают со стратиграфическим несогласием на разновозрастных образованиях карбона и представлены вулканогенно-осадочными образованиями.
Конец сакмарского – начало артинского века соответствует региональной перестройке всего тектонического режима в пределах рассматриваемой территории. Инверсия в области максимальной мощности накопившихся каменноугольных и ассельско-сакмарских отложений, привела к мощным восходящим движениям, сформировавшим на месте Южно-Эмбинского прогиба область с горным рельефом.
Артинский этап. Заключительный артинский этап характеризуется горообразовательными процессами на Урале, т.е. появлением нового источника сноса терригенного материала в Прикаспийскую впадину. Кроме этого, продолжалась активная денудация выраженных в рельефе складок кряжа Карпинского. Формирование карбонатных платформ повсеместно прекращается за исключением центральных и южных частей Южно-Эмбинского поднятия и северной бортовой зоны (рис. 4.8).
В северной бортовой зоне 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.
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 и багряными водорослями в меньшей степени тубифитесами, мшанками, криноидеями, брахиоподами, фузулинидами, фораминферами, гастроподами, трилобитами и одиночными кораллами (Москвич, 1988).
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.
Рис. 4.8. Литолого-палеогеографическая карта артинского этапа
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.
Рис. 4.9. Условные обозначения к литолого-палеогеографическим картам
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.
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.
Резкие падения уровня моря в изолированном Прикаспийском бассейне привели к выработке эрозионного рельефа в бортовых частях впадины и формированию мощных конусов выноса (рис. 4.8) в юго-восточной части бассейна (Тортайский, Шолькаринский, Табынайский, Арман-Аиыршагыльский).
Палеорусла имеют пологую V-образную форму с широким конусом, открытым в сторону бассейна и заполнены, в основном, средне-крупнозернистыми песками и гравием в различном соотношении, с большим количеством крупных остатков растительного детрита. В поперечном сечении в сторону от тальвега идет постепенное уменьшение гранулометрии осадков. Выделяются межрусловые и дамбовые осадки, представленные преимущественные мелкозернистым песком. В межрусловых западинах отлагается более тонкий глинистый материал. Грубозернистые русловые отложения занимают более широкую площадь, что связано с латеральной миграцией палеорусел за счет их меандрирования. Прослеживая границы седиментационных сейсмокомплексов и сейсмоформаций удалось установить определенные закономерности в их размещении в пространстве и оценить вещественный состав отдельных сейсмоформаций. Основное отображение на временных разрезах находят такие элементы как бортовые уступы шельфа, бровки шельфа, косослоистые и сигмоидальные формации бокового наращивания и конусов выноса, эрозионные и седиментационные уступы внутри бассейна, на склонах и у его подножия.
При составлении схем строения седиментационных комплексов, отражающих палеогеографическую обстановку в момент их формирования учитывался и анализ временных разрезов, позволивший выделить характерные формы рельефа дна бассейна и геологических тел, дать их более точные контуры и установить направление основного потока терригенного материала. К числу уверенно выделяющихся на временных разрезах седиментационных сейсмокомплексов относится терригенный артинский сейсмокомплекс. Привязка опорных отражающих горизонтов, ограничивающих этот сейсмокомплекс, осуществлена по скважинам.
Нижнепермский артинский терригенный сейсмокомплекс перекрывает отложения каменноугольного возраста и ограничен снизу отражающим горизонтом П1, а сверху отражающим горизонтом П’1 или “б”. Внутренняя структура сейсмокомплекса имеет разнообразные волновые характеристики в пределах площади исследований. Особенности волнового поля являются достаточно ярко выраженными, характерными и носят диагностический характер, то есть сейсмокомплекс легко опознается на временных разрезах и с ним связана богатая информация об особенностях геологического разреза и его литологическом составе (рис. 4.10). Наиболее ярко в волновом поле проявляется косослоистая толща бокового наращивания, хорошо изученная бурением и сейсморазведкой на площадях Тортай, Равнинная, Молодежная. Мощность толщи достигает 800–900 м.
Как уже отмечалось, на временных разрезах наиболее отчетливо видны различного рода уступы. Приведенные на рисунках фрагменты сейсмических профилей, показывают, как четко проявляются седиментационные уступы артинской терригенной толщи в волновом поле. Здесь бровка уступа проявляется в виде подклинивания горизонта П1 под отражающий горизонт V. Следует отметить основную особенность волнового поля в рассматриваемой зоне – это резкая смена волновых полей на небольших расстояниях при нижележащие отложения верхнего и среднего карбона имеют полифациальное строение от карбонатного на юге до глинисто-терригенного на северо-западе и характеризуются отражающими горизонтами П2, П’2, занимающие временной интервал. Схождение горизонтов на временных разрезах свидетельствует об уменьшении мощности верхне-среднекаменноугольных отложений до 100–200 м (в пределах разрешающей способности сейсморазведки в условиях данного района), но не о полном выпадении их из разреза, так как они зафиксированы в разрезах скважин. Волновое поле этого комплекса характеризуется набором непараллельных, различной интенсивности разно-ориентированных отражающих границ небольшой протяженности, часто незначительных по интенсивности. Наблюдается ухудшение прослеживания и выразительности этих отражений в области смены литофаций каменноугольных отложений.
В Тенгиз-Кашаганской зоне в сводовых частях месторождений Тенгиз, Королевская, Тажигали мощность артинских отложений колеблется от первых метров до 255 м. Литологический состав характеризуется преобладанием в разрезе аргиллитов, присутствием аргиллитоподобных глин, мергелей и известняков. Характерная особенность – площадное развитие туфопелитов и литовитрокластических туфов в нижней части разреза. В основании толщи выделяется горизонт глинисто-карбонатной брекчии. Туфогенные породы встречены в виде отдельных прослоев преимущественно светло-зеленой окраски. Породы плотные, крепкие, с массивной текстурой, с раковистым изломом. По минеральному составу глинистого вещества в этих породах выделяются два подтипа. Первый – в основном туфопелиты преимущественно гидрослюдисто-каолинитового состава с примесью смешаннослойных образований. Второй имеет мономинеральный состав из смешаннослойных образований гидрослюда – смектит. На северо-восточном крыле Тенгизской структуры в скважине 10 под кунгурской соленосной толщей в интервале 4862–4920 разрез представлен переслаиванием глинистых пород с прослоями алевролитов и мергелей. Глинистые породы представлены преимущественно аргиллитами известковистыми, в различной степени битуминозными, алевритистыми, тонко-горизонтально-слоистыми, с большим количеством обугленного растительного детрита, рассеянным и мелкоагрегатным глобулярным пиритом. В отдельных прослоях (4912–4913 м) отмечаются скопления остатков кремневых скелетов радиолярий, характерных для верхов карбона или нижней перми (асселя).
В пределах Тенгиз-Кашаганской зоны артинские отложения представлены более глубоководными образованиями верхнеартинского подъяруса. Гипсометрически приподнятые карбонатные массивы в ассельское и сакмарское время подвергались периодическому размыву карбонатных комплексов. Так в обломках шламово-детритовых известняков обнаружены фораминиферы, распространенные в верхней части нижнего карбона и в нижней части среднего. Однако артинские глинистые отложения, толщиной 40–100 м сохранились от размыва, что свидетельствует о повышении уровня артинского бассейна по сравнению с предшествующим временем.
Рис. 4.10. Сейсмические разрезы юго-восточной части Прикаспийской впадины, отображающие Тортайский и Шолькаринский конусы выноса
МОДЕЛЬ КАРБОНАТНО-ТЕРРИГЕННОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ (Поздневизейско-сакмарский этап)
МОДЕЛЬ ТЕРРИГЕННОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ (Артинский этап)
Рис. 4.11. Седиментационные модели юго-востока Прикаспийской впадины в палеозойский этап. Составил: Х.Б. Абилхасимов
Особенностью обстановки осадконакопления в позднепалеозойском бассейне Прикаспия является то, что в пределах единого бассейна сложились различные геоморфологические уровни осадконакопления. Карбонатные платформы слагают изолированные участки, фиксируемые положительными формами рельефа палеодна. Характерным для этого этапа седиментации является формирование мощных конусов выноса, языки которых проникали во внутреннюю часть бассейна, образуя в разрезах грубообломочные прослои, а также межконусовые подводные аккумулятивные валы, преимущественно, глинистого состава с подчиненными прослоями песчаников, реже гравелитов. Особую роль играют палеорусловые системы, которые являлись основными артериями при поставке терригенного материала в бассейн. В дистальных частях бассейна преобладают преимущественно терригенные отложения.
Морфологические неровности палеодна распознаются по гранулометрии осадков. На приподнятых участках – сводах – накапливается, в основном, глинисто-алевритовый материал. В пониженных частях, в зонах с большими скоростями донных течений, из-за вымывания глинистой фракции, концентрируется более грубый материал – псаммитовый.
К концу артинского времени Прикаспийский осадочный бассейн был ограничен с юго-запада континентальным Скифским блоком и Северо-Устюртским массивом – с юго-востока, что подтверждается покровно-надвиговыми деформациями в области кряжа Карпинского и Донбасско-Астраханской зоны. В изолированном Прикаспийском бассейне в кунгуре в спокойной тектонической обстановке накапливались мощные толщи соли.
Выводы
- Пространственное размещение карбонатных платформ в Прикаспийской впадине определяется различной продолжительностью этапов седиментации и блоковой структурой фундамента. В северной части Прикаспийской впадины карбонатонакопление продолжалось наиболее длительный период, что обеспечило формирование мощной Карачаганакской платформы с широким стратиграфическим диапазоном отложений от позднего девона до ранней перми включительно. В восточной и юго-восточной части Прикаспийской впадины за счет влияния геодинамических факторов сближения Урала и Северо-Устюртского блока с краем Восточно-Европейской плиты, области карбонатонакопления резко сократились, и образовалась узкая полоса карбонатных платформ – Темирская, Жанажолская и Южно-Эмбинская. Процессы карбонатонакопления подавлялись привносом большого количества терригенного материала с прилегающей суши. На Темирской карбонатной платформе отсутствуют отложения КТ-I. Южно-Эмбинская карбонатная платформа значительно моложе Тенгиз-Кашаганской. Карбонатные отложения в ее пределах занимают более узкий стратиграфический интервал, охватывающий период с конца нижнего карбона – раннего визе до ассель-сакмарского яруса нижней перми включительно.
- Наиболее интенсивное карбонатонакопление протекало на юге и юго-западе Прикаспия в пределах Астраханской и Тенгиз-Кашаганской платформ; за счет расширения площади карбонатонакопления в позднем девоне образовалась единая Астраханско-Жылыойская платформа, которая охватывала всю современную акваторию Северного Каспия и прилегающие к ней прибрежныеучастки.
- Единая Астраханско-Жылыойская девонская карбонатная платформа, в пределах которой расположена поднятие Южное, оконтуривается по прослеживанию ее цоколя между региональными отражающими горизонтами П3 и П4. Предполагаемый возраст карбонатов, заключенных между этими горизонтами, средний – нижний девон. На этом цоколе происходил рост, четко выраженных на сейсмических профилях рифогенных построек – атоллов: кое, Каратон, Пустынная, Тажигали, Кашаган, Актоты и других верхнедевонско-ар-
тинского возраста.
- Наряду с указанными атоллами здесь присутствуют менее рельефно выраженные карбонатные постройки верхнедевонско-башкирского возраста, такие как Ансаган и Аманат, закартированных к востоку и северу от известного гигантского месторождения Тенгиз.
- Юго-восточный удаленный источник сноса, судя по разрастанию толщин карбона и перми в южном направлении, поставлял в это время значительное количество преимущественно глинистого материала нивелируя Маткенский прогиб, примыкающий с востока к карбонатной платформе.
- В процессе замыкания кунгурского бассейна и образования его южного борта, наклон дна бассейна по направлению на север увеличился, что соответственно привело к внутриформационным срывам в терригенной нижнепермско-карбоновой толще и образованию «бескорневых» структур Пионерская, Култук Северный, Юбилейная и др. Закономерным является то, что такие структуры образовались только восточнее границы карбонатной платформы и краевых рифов, которые на момент накопления толщ, образовавших складки, явились барьером для проникновения больших масс терригенного материала в пределы карбонатной платформы.
- Одна из особенностей формирования рифовых массивов в данном регионе, выявленная многими исследователями, это дугообразное строение биогермов, выпуклая сторона которых обращена на северо-восток, откуда продолжительное время происходило океаническое течение.
- Участок, на котором расположены рифы Южная, Огайская, на протяжении большого периода геологического времени находился на более высоком гипсометрическом уровне, чем окружающая его территория. Большинство рифов в данном районе прекратили свой рост в башкирское время среднего карбона, а Южная росла вплоть до артинского яруса, пермского периода времени. При падении уровня мирового океана кровля рифа выходила на дневную поверхность, что приводило к эрозии его кровли. Продукты эрозии сформировали в артинское время на карбонатной платформе карбонатно-терригенную брекчию, перекрывающую более погруженные рифовые постройки и входящую в непосредственный контакт со склонами рифа Тенгиз.
- Астраханская карбонатная платформа связана с формированием на вулканическом поднятии ограниченного по площади карбонатного массива высотой до 500 м, располагавшегося вдоль северо-восточного края платформы.
Обобщая данные об обстановках осадконакопления палеозоя следует отметить, что:
1. На протяжении среднефранско-раннетурнейского времени в пределах восточной и юго-восточной части Прикаспия существовал морской бассейн, в котором формировались карбонатные и карбонатно-терригенные отложения. В южной части бассейна – в позднедевонское время сформировалась обширная карбонатная платформа, охватывающая площадь включая Астраханскую и Тенгиз-Кашаганской зоны, на которой в спокойной морской обстановке происходило формирование крупных рифовых построек над погребенными вулканическими дугами. Обстановки осадконакопления, благоприятные для формирования карбонатных отложений существовали и в северной бортовой части впадины, где формируется Карачаганакская карбонатная платформа.
2. Трансгрессия в поздневизейско-башкирское время привела к расширению бассейна на юг в сторону Северного Устюрта и повсеместному накоплению карбонатов. На денудированной поверхности Южно-Эмбинского поднятия образование карбонатной платформы, временами подавлялось привносом терригенного материала.
3. В средне-позднекаменноугольное время продолжается накопление карбонатов в областях ранее сформированных карбонатных массивов, а также вдоль северной бортовой зоны, где формируется Карачаганакская карбонатная платформа.
4. В ассель-сакмарское время карбонатонакопление сохранилось в северной бортовой зоне – Карачаганакской платформе, а также в узкой полосе на площади Уртатау-Сарыбулак и протянулось на Жанажол-Торткольскую зону восточного борта Прикаспия.
5. В артинский век активизация тектонических движений на востоке и юго-востоке привела к формированию подводных конусов выноса и к прекращению карбонатонакопления на востоке и юго-востоке. Карбонатонакопление сохраняется лишь в пределах северной бортовой зоны.