книги из ГПНТБ / Захидов, А. У. Глубинное строение и нефтегазоносность Северо-Западной Туркмении
.pdfПлатформенный этап развития
Начало платформенного этапа развития территории относится к юрскому времени — моменту вовлечения ее в общее устойчивое погружение и формирования на ее площади сплошного осадоч ного чехла. Анализ формаций и их соотношение позволяют в плат форменном этапе развития территории четко выделить три ста дии с различными геотектоническими условиями, разделенные ре гиональными перерывами в осадконакоплепии. К ним относятся юрская, мел-палеогеновая и неоген-четвертичная стадии.
Юрская стадия. Тектонический режим развития территории, наметившийся к концу триаса, сохраняется и в начале нижне юрского времени, в течение которого унаследованно, но в несколь ко иначе ориентированном направлении, развивается Южно-Ман- гышлак-Устюртский седиментационный бассейн. В наиболее про гнутой части его происходит накопление сероцветной континен тальной толщи, обогащенной органическим веществом [83]. Мак симальная мощность ее в пределах Южно-Мангышлакского про гиба по сейсмическим данным предположительно оценивается в 500—700 м и постепенно уменьшается в северном (до 50—400 м на Шахпахты, Узени, Жетыбае) и южном (до 50 м на Туаркыре)
направлениях.
Территория Красповодского п-ова в нижнеюрское время про должала оставаться сушей, где протекали интенсивные элюви альные процессы, обусловившие образование на поверхности фундамента коры выветривания. Имеющиеся к настоящему вре мени весьма отрывочные сведения показывают, что в пределах Северо-Западной Туркмении в нижнеюрское время господство вали континентальные условия. Накопление осадков в этот пе риод имело локальный характер и происходило в отдельных изо лированных впадинах. Поэтому отложения нижней юры не имеют сплошного развития и распространение их было строго подчине но плану доюрского рельефа.
Развитие территории в нижнеюрское время завершается отно сительно слабыми тектоническими движениями.
Ссреднеюрского времени большая часть региона вовлекается
вустойчивое прогибание, которое сопровождается накоплением на обширных площадях сравнительно выдержанных по мощнос ти комплексов обычно мелководных морских прибрежных и от части лагунных и континентальных осадков, образованных при частой смене морских и континентальных условий. Они в отли чие от нижнеюрских характеризуются лучшей отсортированностью.
Вэто время вся территория Маигышлакского горного соору жения почти полностью превратилась в область длительной се диментации, где сначала накапливались преимущественно серо цветные угленосные континентальные осадки, затем в байосском веке — терригенные с морской фауной [83].
110
Фациальный облик пород средней юры на Туаркыре указыва ет на прогрессивное развитие юрской трансгрессии, выразившей ся в смене прибрежно-озерных осадков прибрежно-морскими.
Несколько отличными условиями осадкоггакоплеиия в сред ней юре характеризовался район Большого Балхана. В резуль тате наступления среднеюрской трансгрессии здесь отлагается преимущественно морской песчано-аргиллитовый комплекс по род с максимальной мощностью более 4600 м. Литолого-фациаль- иый облик нижней части разреза свидетельствует о развитии в байосское время сравнительно глубоководных морских условий осадконакопления. Затем происходит постепенное обмеление бас сейна, а в батское время устанавливаются мелководные морские условия с близко расположенными источниками обломочного материала.
Среднеюрское время развития для большей части террито рии завершается кратковременным поднятием, о чем свидетель ствует наличие зоны размыва между батскими и келловейскими отложениями в районах Мангышлака, Туаркыра, Большого Бал хана и отсутствие пижме- и среднеюрских отложений на КубаДаге.
Начало верхиеюрского времени развития ознаменовалось на ступлением морокой трансгрессии, о чем свидетельствуют отло жения келловейского яруса, представленные почти полностью песчаниками и глинами. Лишь в верхней части встречаются про слои известняков и мергелей. В оксфордский век условия осадко накопления на рассматриваемой территории резко изменились. Это изменение было вызвано активизацией трансгрессии и углуб лением седиментационных бассейнов, что привело к почти повсе местной смене песчано-глинистых осадков органогенно-карбо натными. В конце кимериджского века происходит региональное обмеление юрского моря, связанное, по мнению Н. П. Луппова [52], с началом андийской или иовокиммерпйской фазы тектогеиеза, которая продолжалась до конца верхнеюрского времени. В результате этого юрское море, имевшее в Оксфорде максималь ное развитие, в конце кимернджа значительно сократило свои размеры и распалось на ряд обособленных и полуобособленных лагун и бассейнов. В титонский век отдельные районы продол жали испытывать общее воздымание. На Куба-Даге и в восточ ной части Большого Балхана накапливаются красноцветные гли нистые, гипсоносные породы с прослоями доломнтизированных мергелистых известняков и конгломератов в верхней части раз реза.
Таким образом, в течение всего юрского времени большая часть рассматриваемого региона испытывала тенденцию к по гружению. В результате существовавшие в нижней юре конти нентальные условия в средней юре сменяются лагунно-морскими, лагунными и континентальными, а затем в верхней юре — усло виями открытого морского бассейна. На фоне общего погруже-
1'П
пня северной части территории южные районы ее постоянно испытывали воздымание, а некоторые участки подвергались зна копеременным колебаниям, что хорошо подтверждается характе ром распределения мощностей юрских отложений и отсутствием в разрезе отдельных горизонтов. Следовательно, ведущая роль принадлежала восходящим тектоническим движениям, опреде-
Рис. 27. Схематическая карта мощностей юрских отложений.
/ —доюрские отложения; 2 — юрские отложения; 3 — скважины, вскрыв шие юрские н подстилающие их отложения; 4 — области отсутствия юрских отложений.
лявшим дифференцированные перемещения блоков доюрского основания.
Представление о характере тектонических движений в юрс кое время дает карта мощностей юрских отложений (рис. 27). Данная карта одновременно является картой палеоизоглубин по дошвы юры к началу меловой эпохи. Рассматриваемая террито рия к этому времени была значительно дифференцирована. В пре делах ее с некоторыми изменениями продолжали уиаследованно развиваться ранее существовавшие основные области, выражен
ие
ные на севере отрицательной Южно-Мангышлак-Устюртской и на юге — положительной Карабогазской палеоструктурами. Первая из них к концу юрского периода развития представляла собой крупный палеопрогиб субширотного простирания. Наибольшие мощности юрских отложений фиксируются в его центральной части (2200—3000 м). В северном и южном направлениях сокра щение мощности юры происходит по-разному, что свидетельству ет об асимметричном строении палеопрогиба. Если в северном направлении средний градиент уменьшения мощности составляет 50 м/км, то на юге он не превышает 18 м/км. В структурном от ношении палеопрогиб к началу мелового периода развития был расчленен на отдельные более мелкие прогибы и поднятия. К ним относятся Южно-Мангышлакская, Западно-Ассаке-Ауданская и Восточно-Ассаке-Аудапская впадины, разделенные узкими мери диональными зонами с относительно сокращенной мощностью юрских отложений, и Кумсебшенский выступ, где мощность юры составляет 600 м.
Большая часть Карабогазокой палеоструктуры в течение (все го юрского времени развития территории не была охвачена мор ской трансгрессией. Однако размеры ее были несколько сокра щены по сравнению с предыдущим этапом в результате охвата юрским морем территории окраинной части платформы.
Таким образом, к концу юрской стадии платформенного эта па развития в пределах рассматриваемого региона намечаются почти все основные элементы современной структуры, располо жение и ориентировка которых были теоно связаны с основными герцинскими разломами. Несоответствие структурных планов пермо-триасовых и юрских отложений, вызванное частичной пе рестройкой в юрское время, особенно проявилось вдоль глубин ных разломов (Мангышлакская и Туаркырская инверсионные зоны). В области Южно-Мангышлак-Устюртского унаследован ного прогибания перестройка выразилась в изменении общего простирания структурных элементов с северо-западного на суб широтное.
Юрский период развития завершился проявлением интенсив ных тектонических движений, обусловивших общий подъем ре гиона и частичный размыв юрских толщ.
Мел-палеогеновая стадия. Тектонический режим развития ха рактеризуется установлением повсеместно на территории типич но платформенного режима.
Меловой период начинается общим опусканием региона, со провождаемым расширением морской трансгрессии, что обусло вило накопление в течение всего неокомского времени песчано глинистого комплекса мощностью от 50—60 м на Узени до 150— 200 м в пределах Южно-Мангышлак-Устюртского прогиба.
Резкое сокращение мощности и полное отсутствие неокомских отложений в центральной части территории (Карабогаз-Средне- Каспийская зона) свидетельствуют о том, что в это время здесь
Ш
существовали континентальные условия, при которых свод пред ставлял собой, как и в предыдущие периоды, источник обломоч ного материала. Однако площадь суши по сравнению с юрским периодом значительно сокращается. Распространение меловых отложении в пределах зоны строго контролировалось региональ ными разломами. Так, площадь полного отсутствия осадков огра ничивается Южно-Карабогазскнм разломом. К югу от него мощ ности постепенно увеличиваются до 80—100 м (Аджигир, Акпар). С юга эта площадь ограничена Северо-Кубадаг-Северо-Балхан- ским разломом, южнее которого расположена Кубадаг-Больше- балханская зона резко увеличенной (437—570 м) мощности пеокомскнх отложений.
С наступлением аптского века в Северо-Западной Туркмении связаны некоторые изменения условий осадкопакопления, обус ловленные интенсивными нисходящими тектоническими движе ниями. В результате происходит значительное расширение морской трансгрессии и стабилизация почти на всей территории морского режима. Эта обстановка почти без изменения существо вала вплоть до сеноманского века. Благодаря этому рассматри ваемая территория в течение апт-альб-сеноманского времени развивалась в условиях однообразного морского режима, обусло вившего формирование повсеместно мощной терригенной толщи, состоящей из алевролитов, песчаников и глин. Характер распре деления их суммарных мощностей свидетельствует о существова нии в это время палеотектопнческой обстановки, унаследованной от предыдущих тектонических этапов.
Начало туронского века явилось завершающим моментом апт-сеномаиокого и началом нового турон-датс-кого циклов седи ментации. Переход этот был постепенным, о чем свидетельствует наличие песчаных пачек в нижней части турона и местами слоев фосфоритовых галек и ожелезненных обломков переотложенной фауны па границе нижнего и верхнего туроиа [66]. Начало нового цикла седиментации совпадает с позднетуроноким временем. Ту- рон-датское время развития территории характеризуется продол жением нисходящих движений, обусловивших существование устойчивого и довольно однородного в фациальном отношении морского бассейна. Общий план распределения суммарной мощ ности отложений показывает, что формирование турон-аатс-кого комплекса происходило унаследованио, в тесной зависимости от структурных особенностей предыдущих циклов развития. Бла годаря этому наибольшие мощности его отмечаются в пределах Южно-ААангышлак-Устюртского прогиба.
Таким образом, в истории мелового периода развития терри тории четко выделяются два цикла осадкопакопления. Первый цикл, продолжавшийся от неокома до сеномана, характеризуется расширением и превращением континентальных и лагунных во доемов, существовавших в валанжине и готериве, в нормально морской бассейн, который стабильно развивался до конца сено-
114)
мама. Осадконакоплеиме во втором цикле (туров—дат) происхо дило в условиях глубоководного морского режима, где формиро вались сравнительно однообразные по литологии .карбонатные осадки.
Тектоническое развитие большей части рассматриваемой территории в меловой период происходило в целом унаследованпо с некоторым преобладанием нисходящих движений в зонах домеловых поднятий. Наряду с этим начали формироваться и новые крупные структуры субширотного простирания, тайне, как Красноводская, Яигаджимская впадины и Красноводская и Чильмамедкумская моноклинали. Все структурные элементы, унасле дованные от более древнего структурного плана, к концу мелово го периода получили более четкое выражение, что отразилось в изменении суммарной мощности меловых пород.
Особенности тектонических движений в течение рассматрива емого периода отражены на карте суммарной мощности меловых отложений и на палеотектоннческих профилях (рис. 28). Данная карта одновременно является картой палеоизоглубии кровли юры к началу палеогенового периода.
Палеогеновый период характеризуется также унаследован ными от мелового периода чертами развития, о чем свидетель ствуют весьма близкие условия осадкоиакопления в датское и раннепалеоцеиовое время, выраженные в формировании литоло гически однообразных пород. Палеоценовые отложения представ лены преимущественно мергелями и известняками, которые с при ближением к зонам крупных поднятий замещаются песчанисты ми мергелями, алевролитами и песчаниками (северный склон Большого Балхана). В конце палеоцена и в начале эоцена боль шая часть территории характеризовалась одинаковыми условия ми осадкоиакопления. По значительному преобладанию в верхней части разреза глинистых пород можно предположить наличие во второй половине эоценового времени нормальных морских ус ловий осадкоиакопления. Исключение представляет район Боль шого Балхана (Огланлы), где в разрезе среднего и верхнего эоце на имеются слои бентонитовых глии, указывающие на существо вание в это время полузамкнутых бассейнов, в,которых продуктом осадкоиакопления частично служили вулканические пеплы. Эоценовое время также сопровождалось накоплением в основ ном монотонной толщи глин с прослоями алеврито-песчаного материала. Верхняя часть олпгоценовых отложений, как прави ло, повсеместно размыта, что свидетельствует о проявлении орга нических движений, происходивших на территории в конце олигоценового — начале миоценового времени.
Представление о характере тектонического развития в палео геновый период дает анализ распространения сохранившихся палеогеновых отложений (рис. 29). Как видно из приведенной карты равной мощности и анализа палеотектонических профи лей, рассматриваемая территория в это время испытывала коле
145
бательные тектонические движения различной интенсивности, обусловившие накопление осадков различной мощности. На тер ритории выделяются две основные зоны: на севере Южно-Ман- гышлак-Устюртская и на юге Красноводск-Северо-Балханская с максимальной точностью отложений палеогена от 500 до 800 м.
Рис. 28. Схематическая карта мощностей меловых отложений.
/ — домеловые и более древние отложения; 2 — меловые отложения; 3 — площади, где размытая поверхность меловых отложений непосредствен но перекрыта покровом пеоген-четвсртнчиых образований; 4 — границы размыва меловых отложений; 5 — скважины, вскрывшие полную мощ ность меловых отложений; 6 — изолинии восстановленной мощности
меловых отложений.
Отличительной чертой палеогенового периода развития явля ется наличие кроме общей продольной также четкой поперечной зональности в распределении осадков, устанавливаемой как по мощности, так и по площади их распространения. Это, в свою очередь, свидетельствует об активизации меридиональных глу бинных разломов, заложенных еще в доплатформенмый этап развития.
116
Рассматривая в целом мел-палеогеновое время развития, можно отметить, что тектонические движения в течение этого вре мени проявлялись унаследование и структурный план перераба тывался лишь в некоторых деталях, что хорошо видно в законо мерном соотношении структурных планов юрского, мелового и палеогенового комплексов:
Рис. 29. Схематическая карта мощностей палеогеновых |
отло |
||
|
|
жениii. |
|
/ — площади |
отсутствия |
палеогеновых отложений; 2 — палеогеновые |
|
отложения; |
3 — скважины, |
вскрывшие палеогеновые отложений |
па Пол |
ную мощность; 4 — скважины, в которых отсутствуют палеогеновые отложения.
Характерным для палеогенового периода является преоблада ние почти повсеместно стабильных морских условий осадконакоплеиия, обусловленных общей нивелировкой домелового релье фа и широким проявлением нисходящих движений. Однако ак тивность тектонических движений в данный период по сравнению с. юрским в целом была значительно ниже, что видно из анализа развития Южно-Мангышлакского прогиба. Максимальная ам плитуда прогибания его в юрское время достигла 2000—2500 м, в
117
меловое составляла лишь 1000—1500 м, а в палеогеновое — уменьшалась до 800—1000 м.
Неоген-четвертичная стадия. Наметившийся в конце палеоге нового периода перерыв в осадкоиакоплеиии местами был дли тельным и продолжался до второй половины миоценового вре мени.
Раннемиоценовое время развития территории в целом харак теризуется проявлением дифференцированных колебаний. Склад чатые сооружения Мангышлака, Туаркыра, Куба-Дага и Большого Балхаиа, а также зоны поднятий Карабогазокая, Кумсебшенская, Карашорская, Кемаль-Узбойская и др. в это время представляли собой площади размывающейся суши. От ложения этого периода сохранялись лишь в центральной части Южно-Мангышлак-Уетюртокого прогиба, .где они представлены
восновном алевролитами л песчаниками (жазгурлннская свита).
Сначала среднемиоцеиового времени наблюдается постепен ное развитие морской трансгрессии, что видно по спорадическо му присутствию в разрезе среднего миоцена отложений тарханского, чокракского и карагаиского горизонтов, состоящих из кон гломератов, песков и песчаников с прослоями гипсов и глин. Трансгрессия достигает максимума в начале сарматского века,
очем свидетельствуют увеличение в разрезе прослоев карбонат ных пород и широкое их распространение.
Впозднемиоценовое время условия осадконакопления при мерно остаются прежними, что обусловило накопление преиму ществен но нзвестковистых глии и реже песчаников, известняков,
мергелей и доломитов с частыми прослоями гипса. Конец миоце на завершается наступлением на большей части территории кон тинентальных условий развития, вызванных проявлением аль пийского тектогенеза. Морские условия осадконакопления в это время сохранились лишь в северо-западной части региона, в со временном структурном плане соответствующей Южно-Мангы- шлакскому прогибу. На Красноводском п-ове формировались континентальные осадки кюрянынской свиты, представленные конгломератами, песчаниками и песчанистыми глинами.
В плиоценовую эпоху на большей части территории господ ствовали континентальные условия. Морской режим осадкоиакопления сохраняется только в южных районах (Красноводский п-ов и Чильмамедкумы) .• Эта часть территории характеризуется неоднократными трансгрессиями морского бассейна в акчагыльское и апшеронское время. Наиболее значительной из них была акчагыльская трансгрессия, в результате которой вся равнинная часть Красноводского п-ва и площади складчатых сооружений были покрыты морем. Это нашло отражение в накоплении раз личных мощностей известково-мергелистых образований. На су ществование в это время осадконакопления в пределах Туаркыра, Куба-Дага и Большого Балхана указывает факт трансгрес сивного налегания акчагыльских отложений на меловые и юр-
118
окне образования. Примерно в таких условиях территория раз вивалась и в апшеронское время, за исключением районов КубаДага, Большого Балхапа и Восточного Прикарабогазья, которые продолжали оставаться основными источника-ми обломочного ма териала.
Таким образом, неогеновый период развития рассматриваемой территории характеризуется специфическими особенностями как в миоценовое, так и в плиоценовое время. В миоцене происходит дальнейшая структурная дифференциация территории па две (западную и восточную) зоны седиментации. Западная зона ха рактеризовалась нормальными морскими условиями и накопле нием в основном терригенных осадков, а восточная — осадков хемогенного и лагунного типов. Барьером между ними служила субмеридиональная зона поднятий в районе Карынжарыкских песков, время образования которой определяется как олигоценовое [58] и, по нашему мнению, связано с проявлениями субмерн- диоиалы-юго глубинного разлома, заложенного еще в доплатформенный этап развития территории.
Отличительной чертой для плиоценовой эпохи явилась пере стройка структурного плана, выраженная в воздымании и ста билизации северных и восточных ее районов и в обособлении морских условий в южных районах.
Особенности тектонического развития территории в неогено вый период довольно четко видны на карте распределения сум марной мощности отложений (рис. 30). По увеличенной мощно сти отложений на севере отмечаются три -крупные впадины: Юж- по-Мангышлакская, Ушкудукская и Ассаке-Ауданская, разделен ные меридиональными зонами относительно сокращенной мощно сти отложений неогена. В южной части региона выделяются два крупных прогиба. Западный прогиб, полностью соответствую щий площади Красноводского полуострова, оконтуривается изопахитой 200 м. Полоса наибольшего прогибания его ориентиро вана в северо-западном направлении. Максимальная мощность неогеновых отложений в пределах прогиба достигает 300 м. Во сточный прогиб занимает площади Чнльмамедкумов и СевероБалхапского прогиба и на востоке сливается с обширной Предкопетдагской областью. Западная часть прогиба оконтуривается изопахнтой 200 м. Максимальная мощность неогеновых отложе ний здесь не превышает 450 м и, постепенно увеличиваясь в во сточном направлении, в Казанджнкской впадине достигает наи большего значения (1,2 км).
Анализ суммарной мощности неогеновых отложений показы вает, что юго-восточная часть территории, соответствующая со временному Северо-Балханскому прогибу, в течение всего неоге нового времени представляла совместно с Предкопетдагским па леопрогибом единую область седиментации. На западе она от Красноводского бассейна отделялась узкой поперечной зоной мелководья в районе Аджигирских поднятий.
119