|
УДК 550.834:553.98 |
© В.П. Кан, Е.Б. Тропп, 1996 |
ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЮЖНО-ЭМБИНСКОГО ПОДНЯТИЯ В СВЕТЕ НОВЕЙШИХ СЕЙСМИЧЕСКИХ ДАННЫХ МОГТ
В.П.
Кан (Актюбинское отделение КазНИГРИ), Е.Б. Тропп (Актюбинская геофизическая экспедиция)Район Южно-Эмбинского поднятия давно привлекает внимание исследователей в связи с возможностью обнаружения залежей УВ в отложениях палеозоя. Описанию геологического строения этого района посвящена обширная литература, однако многие вопросы его глубинного строения уже более 70 лет продолжают оставаться предметом дискуссий.
Существуют различные гипотезы тектонической природы Южно-Эмбинского поднятия, согласно которым одни исследователи считают его герцин-ским сооружением – южным продолжением Урала (Грачев Р.Г., 1950; Неволин Н.В., 1965 и др.), другие относят его к платформенным структурам (Айзенштадт Г.Е.-А., 1958; Богданов А.А., 1964; Днепров
B.C., 1962; Кунин Н.Я., Сапожников Р.Б., 1962). Наиболее широко распространено представление о шовном сочленении двух различных структурно-фациальных зон – платформенной и геосинклинальной (Гарецкий Р.Г., Шлезингер А.Е., 1962; Замаренов А.К., 1970; Яншин АЛ., 1961).В соответствии с этими представлениями юго-восточную границу платформы протягивают либо далеко на юг, в пределы Северного Устюрта, либо проводят по осевой части Южно-Эмбинского гравитационного максимума, который, как известно, включает собственно Южно-Эмбинскую аномалию, прослеживающуюся от Каспийского моря до района Жанасу, и субширотно ориентированную Терескен-Актумсукскую
аномалию, последовательно сочленяющуюся с меридионально вытянутой зоной Чушкакульско-Магнитогорских максимумов силы тяжести.Материалы глубокого бурения показывают, что палеозойский разрез представлен карбонатными отложениями нижней перми и карбона и терригенными преимущественно грубообломочными образованиями нижнего карбона, верхнего и среднего девона. Углы падения пород девона достигают 40-50°, карбона – нижней перми – 8-15°.
Верхний этаж, сложенный мезо-кайнозойскими осадками, с региональным и стратиграфическим несогласием перекрывает отложения палеозоя.
Приведенные данные охватывают только северо-западную часть рассматриваемого района. В центральной и юго-восточной частях района бурение не проводилось и о формационном характере палеозойских отложений можно судить лишь косвенно, по результатам геофизических исследований. Ранее проведенными работами
MOB было изучено строение мезозойского комплекса и схематично, по ряду условных горизонтов, – палеозойского разреза, а региональными работами КМПВ – откартирована поверхность докембрийского фундамента.В последние годы в Дияр-Терескенском секторе Южно-Эмбинской зоны проводились поисковые и региональные исследования МОГТ Актюбинской, Турланской и Илийской геофизическими экспедициями. Результаты интерпретации материалов МОГТ позволили впервые охарактеризовать геологическое строение этой территории и оценить перспективы ее нефтегазоносности.
Отработанный в 1992 г. региональный сейсмический профиль
XLI ОГТ-ШП (Актюбинская ГФЭ) протяженностью 260 км (рис. 1) пересекает Южно-Эмбинскую зону по линии регионального профиля Главный КМПВ (Турланская ГФЭ). Фрагменты временных разрезов МОГТ по профилям 312 и 315 (рис. 2), ориентированные соответственно вкрест и по простиранию рассматриваемой зоны, демонстрируют особенности ее геологического строения.По характеру наблюдаемой волновой картины, связанной с толщей палеозоя, выделяются три резко контрастные полосовидные области субширотного простирания. В первой области, приуроченной к северо-западной части территории, по интенсивности доминируют отраженные волны, связанные с карбонатным комплексом, в котором опорными отражающими горизонтами являются:
П2С и П2Т (кровля и подошва московско-гжельских отложений), П2 и П21 (кровля и подошва визей-башкирских отложений), П22 и П23 (кровля и подошва верхнедевонских отложений), П3 (кровля нижнедевонских отложений). К эрозионной поверхности палеозоя приурочен отражающий горизонт б, а к основанию осадочного чехла – горизонт Ф.Терригенная часть разреза представлена мощной клиноформной толщей среднего девона – нижнего карбона, шельфовые фации которой трассируются вдоль поднятий Жанасу – Дияр-Терескен, а склоновые отложения, распространяясь к северо-западу, постепенно трансформируются в покровы. Мелководные карбонатные осадки нижнего карбона – нижней перми в северо-западом направлении замещаются депрессионными.
В разрезе палеозоя прогнозируются еще две толщи карбонатных образований, седиментация которых происходила в раннем и позднем девоне. Нижнедевонская карбонатная толща (П
3-Ф) востока Прикаспийской впадины и северо-запада Южно-Эмбинского поднятия плащеобразно перекрывает поверхность фундамента, а верхнедевонская толща (П22-П23) имеет ограниченное распространение и представлена, как и более молодые карбонатные образования, мелководными и глубоководными фациями, в зоне замещения которых развиты рифогенные постройки барьерного типа. К юго-востоку карбонатные осадки карбона либо выклиниваются (в периферии северо-восточной части рассматриваемой территории, включающей Тохуткольскую площадь), либо замещаются терригенными отложениями, а осадки нижней перми срезаются до-юрским размывом. В этом же направлении увеличивается степень дислоцированности пород палеозоя.Вторая область, расположенная в пределах центральной части территории, характеризуется куполовидным обликом, отвечающим слабостратифицированному однородному массиву, к кровле которого приурочен опорный горизонт Г.
Третья область, охватывающая юго-восточную часть территории, имеет сложную волновую картину, обусловленную разноплановым многоярусным характером строения палеозойской толщи. По интенсивности здесь доминируют отраженные волны, связанные с границами несогласия (горизонты Б,В,Г).
Трактовка геологической природы второй и третьей областей неоднозначна. Так, О.Д. Коцюба, обобщив материалы
MOB, полученные на ранних этапах исследований, полагал, что эти области характеризуются преобладанием кратных отраженных волн над редкими однократными волнами, порожденными слабодислоцированными отложениями пермотриаса и верхнего карбона.Е.С. Гущин, проводивший обобщение материалов МОГТ и КМПВ за 1988-1990 гг., выделяет во второй области доверхнедевонский выступ осадочного чехла (по отражающему горизонту П
3), в третьей области – верхнедевонско-средневизейский комплекс (П3-П21), верхневизей-касимовский шельфовый карбонатный комплекс (П21-П2С), гжельско-нижнепермский комплекс (П2н-П11) и верхнепермско-среднетриасовый комплекс (VI-V). Здесь выделены, по существу, те же комплексы осадочного чехла, которые прослежены в изученной северо-западной части региона.В Турланской ГФЭ метод преломленных волн применялся в модификации общей глубинной площадки (ОГП МПВ), позволяющей на уровне временных разрезов сопоставлять данные МОГТ и ОГП МПВ. Как видно из
рис. 2,Б, преломляющие горизонты палеозоя, наложенные на временной разрез МОГТ, не имеют однозначной привязки с опорными отражающими горизонтами, локализуясь в основном ниже последних. Можно лишь предположить, что высокоскоростной преломляющий горизонт ТК5 с vг = 6,0-6,2 км/с имеет связь с отражающим горизонтом г (П3, по Е.С. Гущину), а преломляющий горизонт Тк3 с vг = 5,4-5,6 км/с – с отражающим горизонтом в (П2С, по Е.С. Гущину).Эти данные позволяют предполагать, что куполовидный облик массивного "высокоскоростного" тела во второй области, вероятнее всего, обусловлен внедрением и кристаллизацией ультраосновной магмы в виде полосы гипербазитов, протягивающейся на юго-запад от Кокпекты. Кровля массива погружается в этом направлении с абсолютной отметки -1300 м на широте поднятия Терескен до -3200 м на широте поднятия Дияр (рис. 3). Ширина полосы достигает 10 км. Основным магмоподводящим каналом служил Южно-Эмбинский глубинный разлом, являющийся продолжением Сакмарско-Кокпектинского разлома, вдоль которого, как известно, также трассируется полоса развития гипербазитов.
Что же касается строения третьей области, то она имеет много общего с Сакмарско-Уралтауской зоной. Палеозойский комплекс здесь также имеет трехъярусное строение. Верхний структурный ярус представлен прогибом, расположенным между Южно-Эмбинской и Актумсукской антиклинальными зонами, выполненным предположительно пермотриасовыми отложениями мощностью до 1,5 км. В среднем ярусе фиксируются "резкие" отражающе-преломляющие границы, приуроченные, судя по сравнительно высоким значениям граничных скоростей (5,5-5,7 км/с), к вулканитам, поверхность которых отличается сложным волнистым рельефом. Отложения нижнего яруса предположительно раннепалеозойского возраста со сравнительно спокойным характером залегания слабо дислоцированы.
Согласно данным КМПВ поверхность докембрийского фундамента вкрест простирания Южно-Эмбинской зоны расчленена разломами на приподнятые и опущенные блоки (Утыбайский, Южно-Эмбинский, Краевой, Косбулакский и др.) и располагается на глубине 7-12 км. Однако не все выделенные блоки трассируются МОГТ. Так, по данным МОГТ поверхность фундамента как в области перехода из Прикаспийской впадины, так и в Южно-Эмбинской зоне погружается с 7 до 11 км. Осложненная флексурами, разломами и выступами, она прослеживается до Северо-Устюртского разлома, затем ступенчато опускается на большую глубину.
Несоответствие данных КМПВ и МОГТ выявлено в центральной части Южно-Эмбинской зоны по краевому блоку – выступу фундамента. На участке, где по материалам МОГТ в рельефе фундамента отмечается депрессия, по данным КМПВ на глубине 6,5 км выделен выступ с амплитудой 2,5 км, тогда как по материалам МОГТ он фиксируется в 20 км восточнее, в пределах Актумсукской антиклинальной зоны. Последняя с юго-востока ограничена Северо-Устюртским разломом, вдоль которого фундамент погружается на глубину более 4 км, что дает основание усомниться в правильности отождествления преломляющего горизонта с граничной скоростью 6,1-6,2 км/с, прослеженного на глубине 11-12 км, с поверхностью докембрийского фундамента в Косбулакском прогибе. Этот горизонт, по-видимому, приурочен к поверхности карбонатной толщи верхнего палеозоя. Согласно Н.Я. Кунину и Р.Б. Сапожникову [2], стабильная форма записи преломленных волн не характерна для волн, преломленных на поверхности фундамента в районе Южной Эмбы. Длина сейсмической записи при работах МОГТ, к сожалению, оказалась недостаточной для регистрации отражений от фундамента, поверхность которого прогнозируется здесь на большой глубине (не менее 15 км), что подтверждается и данными гравимагнитных аномалий.
Местоположение Северо-Устюртско-Косбулакского прогиба, ограниченного со всех сторон мобильными зонами (Мынсуалмасско-Актумсукской на западе, Уральской на севере и востоке, Мангыш-лакско-Устюртской на юге), казалось бы, должно предопределить складчатый характер строения и самого прогиба. Однако наблюдаемая спокойная тектоника осадочного чехла свидетельствует о том, что прогиб не относится к области герцинской складчатости и, следовательно, возраст консолидации фундамента здесь более древний. По существу, Косбулакский блок представляет собой глубокопогруженный срединный массив с дорифейским фундаментом. По Е.Е. Милановскому [3], Северо-Устюртская зона является одним из примеров мегаплатформенных массивов - "жестких" блоков с добайкальским фундаментом.
Изложенные данные о глубинном строении района дают возможность выдвинуть наиболее обоснованную точку зрения на тектоническую природу Южно-Эмбинской зоны (рис. 4).
Формирование Южно-Эмбинской зоны следует связывать с образованием на ранней стадии развития байкальского этапа
окраинных прогибов – зоны перикратонных опусканий. Вдоль субширотных разломов возникла система грабенообразных прогибов, в которых накапливались осадочные и вулканогенно-осадочные отложения. Позднее эти мобильные линейные зоны, подвергшиеся деформациям сжатия, сопровождавшимся метаморфизмом пород и внедрением интрузивных тел, превратились в геосинклинальные прогибы. Такую зону Е.Е. Милановский [3] именует авлакогеосинклинальной.В современном тектоническом плане Южно-Эмбинское поднятие представлено северо-западной приподнятой зоной палеозойских отложений и юго-восточной зоной погребенных герцинид, где непосредственно под пермотриасовой толщей залегают древние доживетские складчатые образования, являющиеся юго-западным продолжением образований Уралтауской зоны.
На существование погребенных геосинклинальных формаций, помимо геофизических данных, указывают и геологические: наличие грубообломочных пород нижнего карбона, верхнего и среднего девона, вскрытых скважинами на Жанасу-Туресай-Терескенском участке, расположенном северо-западнее глубинного разлома. Содержащиеся в этих породах слабоокатанные гальки эффузивных и кремнистых пород свидетельствуют о близком расположении источника сноса.
Наряду с большим сходством в строении Южно-Эмбинской и Уралтауской зон (наличие массивов основных и ультраосновных пород вдоль глубинного разлома, широкое развитие раннегерцинских вулканогенных толщ и др.) имеются и некоторые отличительные особенности, связанные с этапами завершения складчатости и временем формирования верхнего структурного этажа. Так, если в Уралтауской зоне на доживетских образованиях залегают породы верхнего девона –нижнего карбона, выполняющие Бакайский прогиб, то в Южно-Эмбинской зоне – уже более молодые, в основном пермотриасовые породы. Это свидетельствует о более раннем затухании Южно-Эмбинской антиклинальной зоны, к северо-западу от которой вдоль глубинного разлома был заложен прогиб, выполненный мощной толщей терригенных отложений верхнего девона – нижнего карбона.
По мнению Н.В. Неволина, внутренняя (Жанасу-Туресайская) подзона представлена формациями, типичными для краевых прогибов. Он предполагал, что Южно-Эмбинская зона по характеру слагающих ее формаций и тектонике имеет сходство с прогибами Западного Примугоджарья и Актюбинского Приуралья.
Присутствие в разрезе толщи мелководных верхневизей-нижнепермских карбонатных осадков указывает на то, что с конца раннекаменноугольного времени в области субширотных герцинид наступил период тектонической стабилизации
и дальнейшее осадконакопление в прогибе происходило в платформенных условиях.Таким образом, краевой прогиб в Южно-Эмбинской зоне в отличие от прогиба Западного Примугоджарья характеризуется более ранним заложением и, следовательно, наличием в нем более древних орогенных формаций.
Морфоструктурный облик орогенных формаций во всех прогибах выражен в виде мощных клиноформных толщ, приуроченных к приподнятым блокам геосинклинали, трассируемым вдоль Сакмарско-Кокпектинско-Южно-Эмбинского разлома.
О существовании единого пояса уральских герцинид и передового прогиба вдоль этого разлома писали М.С.Арабаджи и др. [1], а о наступлении в Южно-Эмбинской зоне более раннего режима краевого прогиба (с середины турне до середины визе) высказывался Р.И. Грачев (1959).
Внешняя граница краевого прогиба проходит примерно вдоль западных склонов валообразных поднятий Тобускен – Тускум – Локтыбай – Жанатан – Западный Кожасай и далее к северу – вдоль восточного склона Темирского карбонатного массива. За пределами этой границы палеозойский комплекс характеризуется уже типичным для платформы строением: сравнительно спокойным залеганием пород, изометричными и малоамплитудными поднятиями преимущественно штампового типа.
Рассмотрим возможную природу гравимагнитных аномалий.
Исходя из особенностей залегания поверхности фундамента и палеозойского комплекса Н.Я. Кунин и Р.Б. Сапожников [2] полагают, что Южно-Эмбинская зона является структурой авлакогенного типа. По их мнению, локальные гравимагнитные аномалии вызваны внедрением крупных масс основных и ультраосновных пород в раздробленную разломами окраинную зону Русской платформы, вследствие чего их расчетная мощность в докембрийском фундаменте должна быть 6-8 км, а региональные аномалии имеют другую природу и связаны со значительными поднятиями (на 3-4 км) поверхности верхней мантии и базальтового слоя. Первое предположение, вероятно, справедливо для собственно Южно-Эмбинского максимума.
Природа же Терескен-Актумсукского максимума, пересекаемого профилем Главный КМПВ, несколько иная и аналогична таковой Чушкакульского максимума. Гравимагнитные максимумы здесь обусловлены широко развитыми в разрезе палеозоя массивами основных и ультраосновных пород (эффузивов силура – среднего девона и гипербазитов среднего девона). Быстрое погружение к юго-западу массивов ультраосновных и основных пород доживетского комплекса привело к затуханию интенсивности Терескен-Актумсукского максимума.
Слабая положительная магнитная аномалия к северу от Северо-Устюртской опорной скважины соответствует выступу фундамента километровой амплитуды, а гравимагнитный минимум – Северо-Устюртско-Косбулакскому погребенному срединному массиву.
Таким образом, природа гравимагнитных аномалий Терескен-Актумсукской части Южно-Эмбинской зоны находит свое объяснение в особенностях строения фундамента и палеозойского комплекса.
Выявленное тектоническое строение Южно-Эмбинской зоны позволяет оценить перспективы ее нефтегазоносности. Если считать, что геосинклинальные образования рассматриваются как неперспективные, тогда нефтегазоносным потенциалом могут обладать только отложения краевого прогиба, представленные как карбонатными, так и терригенными породами. В качестве поисковых объектов в карбонатном комплексе могут служить: рифогенные постройки краевых зон палеошельфов девона, карбона и нижней перми; зоны выклинивания визей-башкирских и верхнедевонских карбонатных толщ по восстанию пород; антиклинальные складки палеошельфов. Перспективными объектами в терригенном комплексе нижнего карбона являются: валообразные поднятия внешней зоны прогиба (Локтыбай-Жанатанской группы) и Терескенский песчаный бар внутренней зоны прогиба. Все эти объекты расположены на пути миграции УВ из подсолевых отложений Прикаспийской впадины и приурочены к зоне регионального поднятия.
ЛИТЕРАТУРА
The South Embinsky uplift area has been long attracted researchers in connection with problem of searching for hydrocarbon occurrences in Paleozoic deposits. A regional seismic profile was passed across the strike of South Embinsky zone. According to observed wave picture associated with Paleozoic sequence, three sharply contrasting band-type sublatitudinal areas may be distinguished. The first area confined to north-eastern part of the territory is characterized by intensity of reflected waves prevalence associated with carbonate complex. The second one located in central part of the territory is characterized by dome-liked appearance complying with weakly stratified homogenous massif. The third one embracing south-eastern part of the territory is represented by complex wave picture caused by different-plan multi-staged character of Paleozoic formation structure. The article illustrates geological nature of area recognized. Tectonics of South Embinsky zone allows to evaluate its oil and gas potential prospects. The following factors may serve as exploration plays in carbonate complexes: rifto-genic structures of marginal zones of Devonian, Carboniferous and Lower Permian paleoshelves, wedging out zones of Visean-Bashkirian and Upper Devonian carbonate rock mass up-dip, anticlinal folds of paleoshelves. Promising plays in terrigenic complex of Lower Carboniferous are swell-shaped uplifts of external trough zone and Tereskensky sandy bar of interior trough zone. All these objects are located on the way of hydrocarbon migration from subsalt deposits of Pre-Caspian depression and are confined to the regional uplift zone.
Рис.1. ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ РАЗРЕЗ ПО ЛИНИИ РЕГИОНАЛЬНОГО СЕЙСМИЧЕСКОГО ПРОФИЛЯ XLI ОГТ-ШП (ГЛАВНЫЙ КМПВ)
1 - отражающие границы; 2 - поверхность фундамента по данным КМПВ; 3 - соль; осадки: 4 - известняки, 5 - депрессионные карбонатно-глинистые, 6 - терригенные; 7 - органогенные постройки; 8 - баровые отложения (предположительно); 9 - ультрабазиты; 10 - эффузивы; 11 - породы фундамента; 12 - разломы
Рис.2. ФРАГМЕНТЫ ВРЕМЕННЫХ РАЗРЕЗОВ МОГТ ПО ПРОФИЛЯМ 312 (А) И 315 (Б) В СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЮЖНО-ЭМБИНСКОЙ ЗОНЫ
Преломляющие горизонты: 1 - T3, vг = 3,1-3,2 км/с, 2 - Тк3, vr = 5,5-5,6 км/с, 3 - Тк5, vr = 6,0-6,2 км/с; 4 - отражающий горизонт г, предположительно приуроченный к поверхности гипербазитового массива; 5 - разломы; 6 - точка пересечения профилей 312и315;7- границы областей с различным характером волновой картины
Рис.3. СТРУКТУРНАЯ СХЕМА ПОВЕРХНОСТЕЙ ПАЛЕОЗОЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ СЕВЕРОВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЮЖНО-ЭМБИНСКОЙ ЗОНЫ
Изогипсы по отражающему горизонту: 1 - П22- поверхности верхнедевонских карбонатных отложений, 2 - толщи терригенных отложений верхнего девона, 3 - г - поверхности предположительно гипербазитового массива, 4 - в - поверхности предположительно вулканитовых образований; 5 - полоса развития барьерных рифов; 6 - Южно-Эмбинский глубинный разлом; 7 - прочие разломы
Рис.4. ТЕКТОНИЧЕСКАЯ СХЕМА СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ЮЖНО-ЭМБИНСКОЙ ЗОНЫ И СОПРЕДЕЛЬНЫХ РАЙОНОВ
1 - складчатые образования Мугоджар; 2 - краевой прогиб (а - внешняя, б - внутренняя зона); 3 - уступы карбонатных палеошельфов (а - визей-башкирского, б - московско-гжельского, в - ассельского); 4 - локальные антиклинальные структуры, в том числе линейно вытянутые осадочные валы (1 - Алибекмола, 2 - Дияр, 3 - Жанатан-Тортколь, 4 - Терескен); 5 - разломы (а - Южно-Эмбинский, б - Северо-Устюртский); 6 - границы структурных зон; 7 - ультрабазиты; 8 - граниты; 9 - габбро;