CC BY
21
ГЕОЛОГИЯ
УДК 551.73:552.5
ГЕНЕТИЧЕСКАЯ ОДНОТИПНОСТЬ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ПАЛЕОТЕРРАС ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ РУССКОЙ ПЛИТЫ
© 2014 г. Ю.А. Писаренко
ФГУП "Нижне-Волжский НИИ геологии и геофизики"
Прикаспийская впадина и Предураль-ский прогиб являются краевыми геоструктурными зонами Русской плиты, осадочные комплексы которых формировались под влиянием однотипных геологических процессов. Вместе с тем каждая из этих зон характеризуется своеобразием строения. Цель данной работы - показать единство и различие в строении и формировании осадочного чехла Прикаспийско-Предуральской краевой зоны Русской плиты, соподчиненность структур более мелкого порядка этих зон.
Обратим внимание на одно установленное по данным бурения явление, общее для территории Предуральского краевого прогиба и бортовой зоны Прикаспийской впадины.
На территории Предуральского краевого прогиба (оренбургский сектор) отмечается несогласное залегание нижнепермских депрессионных отложений на мелководные шельфовые отложения башкирского возраста [7, 8]. Ширина зоны распространения депрессионных отложений достигает 20-30 км. Несогласное залегание нижнепермских депрессионных отложений на башкирские доказано бурением скважин на Кзылобинской (скв.161, 162), Акобинской (скв.171, 172), Корниловской (скв.150), Предуральской (скв.81, 101, 102, 104, 106, 108) площадях. В скв.102, 108 Предуральских отсутствуют даже верхи нижнего башкира. В скв.171, 172 Ако-бинских выделяются артинские отложения мощностью не более 6 м, представленные
мелкообломочными известняками. Сакмар-ские отложения в этих скважинах отсутствуют [1 ]. Ассельские отложения представлены депрессионными и склоновыми фациями мощностью соответственно 27 и 46 м. Ассельский ярус на Кзылобинской и Акобинской площадях, по данным Горо-жаниной Е. Н. и др. [1], имеет трехчленное строение. Нижняя пачка представлена аргиллитами и алевролитами, битуминозными и доломитизированными известняками с переотложенными формами конодон-тов верхнего карбона и московского яруса среднего карбона. Средняя пачка представлена мелкообломочными известняками. Верхняя пачка сложена битуминозными до-ломитизированными радиоляриевыми и спи-куловыми известняками. На Рождественской, Теректинской, Буртинской, Старо-Ключевской площадях, на которых обнаружены месторождения углеводородов в известняках башкирского яруса, по данным В. А. Горошковой и Н. С. Овнатановой [2], глинисто-битуминозные известняки ассель-ского яруса с несогласием залегают на размытой поверхности шельфовых известняков башкирского яруса. Анализ данных бурения свидетельствует, что нижнепермские отложения в пределах поля распространения мелководных шельфовых башкирских отложений в значительной степени сложены обломочными фациями. Их мощность изменяется от 20-30 до 200 м.
Севернее, в районе реки Сакмара, на площадях Маякская и Белоглинка стратиграфи-
ческая полнота карбона возрастает и нижнепермские депрессионные отложения перекрывают карбонатные породы московского яруса среднего карбона и, возможно, верхнего карбона.
В пределах западного обрамления Предуральского краевого прогиба отмечаются стратиграфически полные разрезы карбона и перми. Полные разрезы отмечаются и на восточном обрамлении прогиба в поле распространения нижнепермских фли-шоидных и молассоидных комплексов, мощность которых достигает 1000 м и более (скв.20, 21, 70, 71 Активной площади).
Наличие стратиграфического несогласия может служить основанием для предположения о том, что Предуральский краевой прогиб в предпермское время испытывал инверсию, сопровождавшуюся размывом ранее накопившихся отложений. Затем произошло его прогибание и накопление относительно глубоководных депрессионных фаций. В монографии К. А. Маврина [6] говорится, что «если предположить наличие поднятия и надводного размыва среднекаменноугольных отложений, то для последующего накопления депрес-сионных фаций нижней перми необходимо допустить сверхкатастрофическое опускание с амплитудой до 1 км и более» (с. 104). Какими аргументами можно подтвердить или опровергнуть высказанное мнение?
Подобная историческая ситуация возникала при изучении осадочного чехла на территории Прикаспийской впадины в период противостояния инверсионной и депрессион-ной моделей ее развития. Согласно депрес-сионной модели в подсолевом разрезе присутствуют все стратиграфические подразделения карбона и перми в незначительных мощностях [3]. Сторонники инверсионной модели обосновывали присутствие пред-пермской поверхности несогласия и, как следствие, предполагали существование инверсионных валов, в результате формирования которых произошел размыв отложе-
ний и накопление обломочных пород. Отсутствие современной выраженности валов они объясняли последующей инверсией [5,
9, 10, 11].
Бурение подтверждает факт существования предпермской поверхности несогласия на многих площадях прибортовой части Прикаспийской впадины. Анализ кернового материала позволяет сделать вывод о том, что данная поверхность несогласия могла сформироваться без вывода отложений на дневную поверхность и формирования гипотетических палеовалов. Установлено, что обломочные породы от серпуховского до раннеас-сельского возраста сцементированы глубоководным битуминозно-кремнистым цементом раннепермского возраста, содержащим органические остатки артинского и сакмарского возрастов. Таким образом, наличие переотложенных разновозрастных мелководных пород подразумевает существование источников сноса, а наличие глубоководных условий накопления этих пород исключает проявление инверсионных тектонических подвижек.
Комплексный анализ данных бурения и сейсморазведки казахстанского, саратовского, волгоградского и калмыцкого секторов Прикаспийской впадины позволил выявить несогласное залегание нижнепермских деп-рессионных отложений на мелководных шельфовых известняках башкирского возраста на палеотеррасах, осложняющих склон бортового уступа впадины. Присутствие па-леотеррас обусловлено трансгрессивным смещением на 15-20 км нижнепермского бортового уступа Прикаспийской впадины относительно визейско-башкирского. Это отмечается в районе Карасальской и Уральской палеотеррас (рис. 1, 2). Специфика строения этих палеотеррас заключается в том, что при переходе с бортового карбонатного уступа мощность нижнепермского разреза сокращается с 700-900 до 50-150 м. При этом мелководные шельфовые карбонатные отложения в значительной мере замещаются обломочны-
ми породами гравитационных потоков. Анализ материалов бурения показал, что источником обломочного материала являлись прилегающие к борту части шельфа, склон бортового уступа и палеотерраса, осложняющая этот склон. В этих зонах происходил не только размыв отложений, но и проявлялась се-диментационная дистрофия (неустойчивое осадконакопление). Расчлененность палео-рельефа, проявление контурных придонных течений способствовали переработке, транспортировке и переотложению как осадков, так и пород. Через эти зоны обломочный материал транзитом переносился суспензионными потоками с шельфа в Прикаспийскую впадину. Согласно данной модели, предполагающей подводный размыв отложений, отсутствуют основания для выделения гипотетических палеовалов [12].
На территории самой Прикаспийской впадины мощность аналогичных по генезису нижнепермских пород существенно возрастает и может достигать нескольких сот метров. В частности, на саратовском секторе в скв.2 Южно-Алтатинской она составляет более 480 м, на уральском в скв.3 УГС -более 650 м, на волгоградском в скв.1 Ахту-бинской - 394 м. При этом в последних двух скважинах при приближении к Уральским горным сооружениям и кряжу Карпинского отмечается обогащение разреза терригенным материалом с образованием олистостром.
Таким образом, выявленные литолого-фа-циальные и стратиграфические соотношения позволяют выделить в бортовой зоне Прикаспийской впадины палеотеррасы, осложняющие склон бортового уступа, обусловленные трансгрессивным смещением нижнепермского бортового уступа относительно более древнего визейско-башкирского. Сокращенная мощность нижнепермских отложений, их обломочный состав и несогласное залегание на разновозрастных отложениях карбона объясняется активным проявлением подводных денудационных процессов и сносом об-
ломочного материала в котловинную часть Прикаспийской впадины.
Рассмотренная геологическая ситуация в целом аналогична той, что в Предуральском прогибе. Необходимо только определиться с возможным положением палеопрогибов, в которые мог бы сноситься обломочный материал с территории современного Предураль-ского краевого прогиба. Таковыми являлись троговые передовые прогибы, располагавшиеся на территории Южного Урала в девонское и каменноугольное время.
Выполненные в последние годы региональные сейсмические работы по профилям, пересекающим Предуральский краевой прогиб в широтном направлении от Соль-Илец-кого выступа до передовых складок Урала включительно, позволил наметить границу перехода мелководных шельфовых отложений башкирского возраста в маломощные, возможно депрессионные отложения (рис. 1 Б). С учетом данных сейсморазведки предполагается, что визейско-башкирский и совмещенный с ним фаменско-турнейский карбонатные тренды Прикаспийской впадины, обогнув Соль-Илецкий выступ, приобретают на территории современного Предуральского краевого прогиба северо-восточное простирание [4], в то время как западный нижнепермский борт Предуральского прогиба имеет меридиональную ориентировку (рис. 2). Севернее, судя по сейсмическим данным, визейско-баш-кирский борт прослеживается в 8 км восточнее скв.108 Оренбургской.
Таким образом, в Предуральском краевом прогибе, как и в Прикаспийской впадине, отмечается трансгрессивное смещение нижнепермского борта относительно визей-ско-башкирского и фаменско-турнейского. Присутствие визейско-башкирского тренда предполагает, что восточнее мог существовать более глубоководный прогиб, в который суспензионными потоками мог перемещаться обломочный материал с запада и, как и в Прикаспийской впадине, накапливаться в значи-
Рис. 1. Сейсмогеологические разрезы Карасальской палеотеррасы (А) и Предуральского прогиба (Б). 1 - карбонатные породы шельфа, 2 - карбонатные рифогенные породы, 3 - обломочные карбонатные породы склонов, 4 - обломочные глинисто-кремнисто-карбонатные породы палеотеррас, 5 - карбонат-но-глинистые породы, 6 - аргиллиты, 7 - алевролиты, 8 - песчаники, 9 - соленосные породы, 10 - пред-пермская поверхность несогласия
Рис. 2. Схема литофаций нижнепермских отложений с положением палеотеррас, осложняющих бортовые уступы. Карбонатные бортовые уступы: 1 - нижнепермский, 2 - визейско-башкирский, 3 - границы литофациальных зон. Фациальные зоны нижнепермских отложений: 4 - мелководного шельфа, 5 - палеотеррас, 6 - карбонатных пород гравитационных потоков, 7 - флишев, 8 - депрессионных отложений котловины, 9 - линии сейсмогеологических профилей
тельных мощностях. Следовательно, можно сделать вывод, что территория современного Предуральского краевого прогиба на оренбургском участке являлась своего рода па-леотеррасой, аналогичной по генезису террасам бортовой зоны Прикаспийской впадины.
Предполагаемая восточнее визейско-баш-кирского уступа депрессионная зона заполнялась обломочным материалом, поступавшим не только с востока со стороны орогена, но и с запада, формируя флишоидную терри-генно-карбонатную толщу мощностью более 1000 м. Об этом свидетельствуют результаты изучения грубообломочного материала фли-
шевой толщи, в частности состава карбонатного обломочного материала в грубообломоч-ной градации флиша [13, 6]. В таком случае мы сможем объяснить причину несогласного залегания нижнепермских депрессионных отложений на шельфовые башкирские отложения на территории современного Предуральского краевого прогиба. Стратиграфический перерыв можно сопоставлять с периодом накопления, зафиксированным восточнее в тро-говом бассейне каменноугольного флиша, и рассматривать как результат размыва пород и осадка в подводных условиях под действием турбидных течений.
Наращивание стратиграфической полноты в северном направлении, появление московских и, возможно, верхнекаменноугольных отложений на площадях Маякской и Бело-глинка позволяют судить о том, что глубина предпермского размыва сокращается. Это может свидетельствовать о большей удаленности трогового бассейна (визейско-башкир-ского карбонатного тренда) и меньшей его морфологической выраженности. Размыву в это время могли подвергаться и восточнее расположенные островные дуги.
Предуральский краевой прогиб в Южном Предуралье отражен переходом нижнепермских рифовых фаций в относительно глубоководные шельфовые фации, а затем восточнее в молассу. По материалам Салдина В. А. [14], на Северном Урале каменноугольная терригенно-карбонатная флишевая формация мощностью в 1500 м в западном направлении замещается маломощной толщей около 70 м известняков и кремнисто-глинистых сланцев, затем мелководно-шельфовыми карбонатными отложениями. Ассельско-сакмарская тер-ригенная формация мощностью в 2500 м замещается 8-20 м глинистыми известняками внешней зоны шельфа, а затем переходит в мелководно-шельфовые карбонатные отложения. Артинская флишевая формация мощностью около 2000 м постепенно утончается и замещается шельфовыми фациями. Смещение флишенакопления в западном направлении продолжалось с ранневизейского по ар-тинское время включительно.
Отличие осадконакопления на территории Прикаспийской впадины заключается в том, что мощные шлейфовые толщи преимущественно карбонатного состава, накапливающиеся в присклоновой части котловины, не замещались флишоидными толщами, формируемыми вдоль орогенов Урала и кряжа Карпинского, а были разделены котловинными депрессионными фациями.
Таким образом, можно сделать следующие выводы:
- Территория современного Предуральско-го краевого прогиба на широте Соль-Илецко-го выступа представляет собой палеотерра-су, генетически однотипную с Карасальской и Уральской палеотеррасами Прикаспийской впадины, формирование которых обусловлено трансгрессивным смещением нижнепермского бортового уступа относительно визейско-башкирского. На этих палеотеррасах существовали условия неустойчивого седи-ментогенеза, и обломочный материал сносился в сопряженные с бортовыми уступами котловины. Трактовка формирования предперм-ской поверхности несогласия проявлением инверсионных подвижек исключается.
- В Предуральском краевом прогибе сносимый с палеотеррасы обломочный карбонатный материал принимал участие в формировании флишевых толщ, в то время как в Прикаспийской впадине эти формационные комплексы были разделены в пространстве полем развития депрессионных котловинных фаций.
- Депрессионные фации нижней перми Предуральского краевого прогиба отвечают фациям палеотеррас, осложняющих бортовую зону Прикаспийской впадины, а не ее котловинной части.
- Территория современного Предураль-ского краевого прогиба, имеющего меридиональное простирание, представляет собой новообразование, диагонально секущее платформенные фации девона, нижнего и среднего карбона, граница распространения которых имеет северо-восточную ориентировку. Это новообразование сформировалось в пределах шельфового моря перед фронтом развивающегося орогена в период постепенного заполнения и смещения на запад более молодых флишоидных комплексов девона, карбона и нижней перми.
Проведенный анализ позволяет создать генетически согласованную модель Прикаспий-ско-Предуральской краевой части Русской плиты.
Л и т е р а т у р а
1. Депрессионные отложения ранней перми юга Предуральского прогиба /Е.Н. Горожанина, В.М. Горожанин, А.Г. Ефимов и др. //Верхний палеозой России, стратиграфия и фациальный анализ: материалы II Всерос. науч. конференции. - Казань. - 2009. - С. 176-178.
2. Горошкова В.А., Овнатанова Н.С. О возрасте и генезисе глинисто-карбонатной толщи в южной части Предуральского прогиба //Бюл. МОИП. Отдел геол. - 1994. - Т.69. - Вып.2. - С.75-83.
3. Замарёнов А.К., Яцкевич С.В. и др. Седиментационные модели подсолевых нефтегазоносных комплексов Прикаспийской впадины /под. ред. А.К. Замарёнова. - М.: Недра, 1986. - 137 с.
4. Карнаухов С.М., Политыкина М.А., Тюрин А.М. Условия залегания и локальные перспективные объекты девон-нижнепермских карбонатных отложений прибортовых зон Прикаспийской синеклизы //Геология нефти и газа. - 2000. - № 6. - С.8-13.
5. Лацкова В.Е. Критика концепции некомпенсированного развития Прикаспийской впадины в верхнем палеозое. Рифогенные образования нефтегазоносных областей Русской платформы //Труды ВНИГНИ. - М.: Недра, 1976. - С. 100-106.
6. Маврин К.А. Тектоника, палеогидрогеология и полезные ископаемые палеозоя Южного Предуралья. - Саратов: изд-во Сарат. ун-та, 1988. - 200 с.
7. Макарова С.П., Шапова Н.П. и др. О перерывах в осадконакоплении в районе Оренбургского вала //Труды ЮУО ВНИГНИ. - Оренбург, 1975. - Вып.2. - С.50-53.
8. Макарова С.П., Короткова Е.И. О стратиграфических перерывах в девонских и каменноугольных отложениях района бортовой зоны Прикаспийской впадины и Предуральского прогиба //Труды МИНХиГП. - 1983. - Вып.170. - С.53-60.
9. Геология и нефтегазоносность юго-востока Прикаспийской синеклизы (Западный Казахстан) /В.С. Мильничук, М.И. Тарханов, Н.Б. Гибшман и др. - Алма-Ата: Наука, 1988. - 184 с.
10. Мовшович Е.В. Об инверсионном характере тектонического развития северного Прикаспия в позднем палеозое //ДАН СССР. - 1976. - Т.231. - № 1. - С. 162-164.
11. Мовшович Е.В. Палеография и палеотектоника Нижнего Поволжья в пермском и триасовом периодах. - Саратов: изд-во Сарат. ун-та, 1977. - 240 с.
12. Писаренко Ю.А., Кривонос В.Н. Критический анализ депрессионной и инверсионной моделей Прикаспийской впадины //Недра Поволжья и Прикаспия. - 1995. - Вып.9. - С.3-10.
13. Пущаровский Ю.М. Краевые прогибы, их тектоническое строение и развитие //Труды ГИН АН СССР. Геол. сер. - 1959. - Вып.28. - 154 с.
14. Салдин В.А. Верхнепалеозойские флишевые формации севера Урала как индикаторы палеоди-намики //Вестник института геологии Коми научного центра. - 2005. - № 10 (130). - С.2-5.
