Триасовые отложения Каспийского региона: состав, строение, условия формирования, нефтегазоносность

Полный текст

Изучением триасовых отложений региона занимались многие исследователи. Однако датировки отдельных частей разреза триаса остаются недостаточно обоснованными, в первую очередь для эффузивных образований верхнего триаса и красноцветных отложений нижнего.

В Прикаспийской впадине триасовые отложения всеми исследователями однозначно относятся к платформенному (плитному) комплексу, осложненному соляной тектоникой. В отдельных частях Скифской (в Восточном Предкавказье и Среднем Каспии) и Западно-Туранской плит (на Мангышлаке и Устюрте) триасовые отложения распространены главным образом в грабенообразных прогибах, что предопределило их отнесение вместе с верхнепермскими к переходному комплексу, залегающему между фундаментом и платформенным чехлом [Летавин, Савельева, 1975, 1980; Тектоника…, 2009; Международная…, 2003; Хаин и др., 2004; Попков, Попков, 2023]. Этот комплекс отличается повышенной дислоцированностью, присутствием вулканитов и разноамплитудных разломов.

Ряд исследователей в состав переходного комплекса включают и дислоцированные палеозойские отложения [Крылов, 2018; Куранов, 2022]. В наших работах [Атлас…, 2002; Волож и др. 2011; Леонов и др., 2010] обосновывается кадомский возраст фундамента (консолидированной коры) Скифской и Западно-Туранской плит; триасовые отложения рассматриваются как доплитный, а палеозойские – как складчатый комплексы осадочного чехла.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИСТОРИЯ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ТРИАСОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

Сложная геологическая история Каспийского региона, в состав которого входят структуры с разнообразными геодинамическими режимами, изменявшимися за время своего развития от океанических до орогенных и платформенных, является причиной того, что в настоящее время отсутствует единая концепция формирования триасовых комплексов Каспийского региона.

Основными тектоническими единицами Каспийского региона являются Прикаспийская впадина с мощностью осадочного чехла до 20‒22 км, восточная часть Скифской плиты и Западно-Туранская плита с мощностью осадочного чехла до 12 км. Наиболее крупными структурными элементами осадочного чехла рассматриваемой части Скифской плиты являются Карпинско-Мангышлакская и Туаркырская системы поднятий, Карабогазский свод, Терско-Каспийский, Южно-Мангышлакский и Манычские прогибы. В таких границах по нашим представлениям Скифская плита получает четкие структурные ограничения, характеризуется однотипным разрезом осадочного чехла и фундаментом (байкальским), единой геодинамической историей (активная окраина Восточно-Европейского континента в среднем и позднем палеозое и триасе), общими чертами нефтегазоносности (рис. 1, 2).

В пределах Западно-Туранской плиты выделяются: Северо-Устюртский, Ассаке-Ауданский и Дарьялык-Дауданский прогибы, Центрально-Устюртская система поднятий, Туркменская антеклиза. Возраст складчатого сейсмокомплекса – девонско-артинский, а доплитного – кунгурско-триасовый.

В пределах Скифской плиты, включающей территории Южно-Мангышлакского, Ассаке-Ауданского Восточно-Манычского прогибов и структуры Донбасс-Туаркырского рифта возраст складчатого комплекса – девонско-позднепермский, а доплитного комплекса – триасовый [Леонов и др., 2010; Волож и др., 2011].

Формирование грабенообразных прогибов Скифской и Западно-Туранской плит часто объясняют как проявление рифтогенеза. Так Восточно-Манычский прогиб (ВМП) был отнесен к рифтогенным структурам [Крылов, 2018; Международная…, 2003; Четыреста..., 2005]. Но в пределах Предкавказья вулканиты достоверно известны только в нижнем триасе южнее Прикумской ступени, и по составу они соответствуют базальтам андийского типа [Государственная…, 2011; Тихомиров, Назаревич, 2001]. На Ногайской ступени и в Восточно-Манычском прогибе в нижнем–среднем триасе из вулканитов установлены только пласты пепловых туфов [Геология…, 2001; Государственная..., 2011; Назаревич и др., 1983]. В северной приразломной части ВМП известны позднетриасовые излияния известково-щелочных вулканитов с преобладанием кислых разностей. По составу эти вулканиты близки к эффузивам коллизионных поясов [Тихомиров, Назаревич, 2001]. Вулканогенные отложения на Мангышлаке, Устюрте представлены исключительно вулканическими туфами [Волож и др., 1981; Липатова и др., 1985].

В терригенных породах триаса повсеместно присутствует туфогенный материал (до 10‒20%) и встречаются отдельные прослои вулканических туфов мощностью в 2‒4 м. В Восточно-Манычском прогибе в его северной приразломной зоне в вулканогенно-осадочной толще верхнего триаса (ногайская серия) установлены пласты лав, туфов и игнимбритов кислого и среднего состава. По особенностям своего состава вулканиты соответствуют известково-щелочной серии [Тихомиров, Назаревич, 2001]. Такой характер вулканизма позволяет связать его с коллизионными процессами. Остается недоказанным возраст вулканитов в приразломной Светлоярской полосе вдоль южного края кряжа Карпинского. Здесь в ряде скважин 102-Светлоярской, 1-Андратинской и 1-Ильменской под юрскими отложениями установлена рассланцованная вулканогенно-осадочная толща без органических остатков со вскрытой мощностью до 2100 м и условно отнесенная к верхнему триасу [Туртуков, 1991; Тихомиров, Назаревич, 2001; Геология..., 2001]. Толща представлена темно-серыми аргиллитами, алевролитами с телами субщелочных базальтов, андезито-базальтов, андезитов, кератофиров толщиной до 30–40 м. Аналогичные породы известны на восточном продолжении кряжа Карпинского, на п-ове Бузачи – дислоцированная преимущественно аргиллитовая толща с пластами андезитовых порфиритов. Возраст ее по находкам фораминифер определен как позднекаменноугольно-раннепермский (ассельский) [Липатова и др., 1985; Козмодемьянский и др., 1995]. Такие же дислоцированные черные сланцы и известняки с фауной нижнего карбона вскрыты в западной части кряжа в 40 км к юго-западу от г. Сальска. В связи с изложенным, мощные осадочно-вулканогенные толщи в скважинах 102-Светлоярская, 1-Ильменская и 1-Андратинская следует, на наш взгляд, относить не к триасу, а скорее к позднему палеозою.

Остается дискуссионным также вопрос об истории кряжа Карпинского в триасовое время. В.Е. Хаин с соавторами [Хаин и др., 2004] считают, что в ранней перми (до кунгура) интенсивное прогибание области современного кряжа сменилось инверсией, деформациями и надвигами на север в сторону Прикаспийской впадины. В конце триаса кряж испытал основную фазу деформаций и в ранней юре стал ареной эрозии. Не освещенной осталось у этих авторов позднепермская история. По А.М. Никишину и др. [Четыреста…, 2005] главные деформации в кряже произошли в предартинское (сакмарское) время, что фиксируется по угловому несогласию в подошве артинских моласс. Породы кряжа Карпинского по системе пологих разломов (Каракульско-Смушковская зона дислокаций) надвинуты на десятки километров на осадочные комплексы Прикаспийской впадины. В работе [Геология..., 2001] отмечено, что прогибы Донбасса и кряжа Карпинского испытали инверсию и складчатость в середине пермского времени без образования значительных поднятий, а в поздней перми на территории Донбасса накапливались пестроцветные и лагунные осадки. Надвигание кряжа на Прикаспийскую впадину предполагается в конце триаса. А.Г. Грановский с коллегами [2007] считают, что в перми и триасе в пределах Донбасса и кряжа Карпинского происходили инверсионные движения с формированием складок и разломов. Авторы палеогеодинамического атласа рассматривают структуры кряжа Карпинского и Горного Мангышлака как триасовый рифт (см. рис. 1) [Barrier et al., 2018].

 

Рис. 1. Палинспастическая схема среднего триаса с контуром Каспийского региона (по [Barrier et al., 2018], с объяснением).

Примечание. UFB – Uralian Foreland Basin – Уральский передовой прогиб, SUM – South Uralian Massif – Южно-Уральский массив, NCB – North Caspian Basin – Северо-Каспийский бассейн, AKM – Aral-Kizylkum Massif – Арал-Кызылкумский свод, KpS – Karpinski Swell – кряж Карпинского, EMG – East Manych Graben – Восточно-Манычский грабен, PkH – Prikumsk High – Прикумское поднятие, MkG – Makhachkala Graben ‒Махачкалинский грабен, BIG – Belalabinskaya Group – Белалабинская группа, Dib – бассейн Дизи, DzM – Dzirula Massif – Дзирульский массив, MgR – Mangyshlak Rift – Мангышлакский рифт, UsB – Ustyurt Basin – бассейн Устюрта, KAR – Kara Audan Rift – Кара-Ауданский рифт, KBH – Kara-Bogaz High – Карабогазский свод, TuR – Tuarkyr Rift – Туаркырский рифт, CKA – Central Karakum Arch – Центрально-Каракумский свод, PCB – Pre-Caspian Basin – Прикаспийский бассейн, SvA – Stavropol Arch – Ставропольский свод, BmS – Batyrmolinskya Suite – батырмолинская свита?, SvS – Severodvinian Suite – северодвинская свита, Kmn – Kuman Formation – Куманская формация, Tsk – Tskhenistskali Formation – серия Тсхенискали, KtS – Kutanskaya Series – Кутанская серия, InS – индерийская свита, Kii – Kiiskaya Suite – кийская свита, TcS – Tchagyrly Series – серия Тчагырлы, AyS – Arystan Series – Арыстанская серия, Kiz – Kizlyar Formation – Кизлярская серия, AcS – Acheshbok Suite – свита Ачешбук, Gva – Gvadarashi Formation — формация Гвардашири, Klm – Kalamkas Formation – формация Каламкас, Kdu – Karuduan Formation – формация Карадуан, ZhS – Zhilandin Series – жиландинская серия.

 

Изложенные представления, как правило, основаны исключительно на базе разрозненных геологических данных, что приводит к недостаточности их аргументации. Достаточно детально триасовые отложения изучены только в районах, где они не были деформированы или сильно размыты эрозией. Это акватория Среднего Каспия и полуостров Мангышлак. В Прикаспийской впадине структура и мощности триаса искажены влиянием соляной тектоники. На Устюрте отложения триаса, средней и верхней перми формируют единый структурно-формационный комплекс (молассу), в котором фаунистически с учетом данных сейсморазведки удается обособить четыре осадочные последовательности: дооленек-позднепермского возраста, оленекского яруса нижнего триаса, среднего триаса и верхнего триаса. На кряже Карпинского триасовые отложения практически полностью были размыты в результате воздействия предъюрской эрозии и сохранились только в грабенообразных прогибах.

Всесторонний анализ геолого-геофизических материалов, и в первую очередь новых сейсмических данных, позволяют, на наш взгляд, существенно уточнить представления о строении, истории формирования и нефтегазоносности триасовых отложений.

Рассмотрим данные по составу, мощностям и структуре триаса в разных частях Каспийского региона по буровым, сейсмическим материалам и геологическим наблюдениям.

ХАРАКТЕРИСТИКА РАЗРЕЗОВ И СТРУКТУРЫ ТРИАСОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

Мангышлак, Бузачи, Средний Каспий

Литолого-стратиграфическая характеристика. Триасовые отложения здесь широко распространены; они обнажены в Горном Мангышлаке, вскрыты бурением на Южном Мангышлаке, полуострове Бузачи и в акватории Каспия. На Южном Мангышлаке нижняя часть нижнего триаса (индский ярус) представлена, в основном, красноцветными аргиллитами, алевролитами и песчаниками с отдельными прослоями известняков и мергелей. Мощность яруса изменяется с юга на север от десятков до 1200 м на Жетыбай-Узеньской ступени [Волож и др., 1981]. Оленекский ярус сложен известняками, доломитами, аргиллитами и песчаниками. Карбонатные породы (мощность 200–250 м) преобладают в нижней части яруса.

На Карабогазском и Песчаномысско-Ракушечном поднятиях нижний триас либо отсутствует, либо выражен маломощной (30–50 м) пестроцветной терригенной пачкой. В Горном Мангыщлаке нижний триас сложен такими же породами, как и на Южном Мангышлаке, но мощности возрастают до 2 км. Севернее, на Бузачинском поднятии – краевой структуре Донбасс-Туаркырской зоны поднятий, нижнетриасовые отложения отличаются повышенными мощностями (до 2 км), представлены пестроцветными терригенными отложениями с примесью кислого туфогенного материала и отдельными прослоями сероцветных пород (скв. П-1 Кырын).

Западнее, по северному краю Донбасс-Туаркырского поднятия на структуре Курмангазы (в море) нижний триас имеет мощность более 1077 м и представлен морскими серыми известковистыми аргиллитами с прослоями алевролитов, песчаников и известняков с находкой аммонита оленекского возраста [Шестоперова и др., 2011]. Аналогичные разрезы нижнего триаса вскрыты на продолжении Горно-Мангышлакских дислокаций на структурах Широтная (43 м) и Тюбкараган-Морская (570 м).

 

Рис. 2. Обзорная схема Каспийского региона. 1‒4 – плиты:
1 – Восточно-Европейская (Прикаспийская часть), 2 – Скифская, 3 – Западно-Туранская, 4 – Восточно-Туранская; 5 – трансконтинентальные сдвиги (цифры в кружках: 1 – Донбасс-Зеравшанский, 2 – Аксу-Киндерлинский, 3 – Урало-Герирудский, 4 – Южно-Эмбинский, 5 – Актумсукский); 6 – разломы сдвиго-надвигового характера; 7 – Донбасс-Туаркырский палеозойский рифт; 8 – прогибы: ВМП – Восточно-Манычский, ЮМП – Южно-Мангышлакский, САП – Северо-Апшеронско-Келькорский прогиб, КД – Казахская депрессия, ААП – Ассакеаудинский прогиб, Ч – Челкарский прогиб, КП – Косбулакский прогиб, БКП – Барсакельмесский прогиб, СП – Самский прогиб; 9 – поднятия: СС – Ставропольский свод, СПС – Самурско-Песчаномысская седловина, КБСД – Каракульско-Бузачинская система дислокаций, К – Карабогазский свод, АП – Актумсукское поднятие, БП – Байчагырское поднятие, АРС – Арыстановская ступень, МСС – Мынсуалмасская ступень, КВ – Каратауский вал; 10 – Промыслово-Цубукский грабен; 11 – рисунки (разрезы), приведенные в тексте; 12 – максимальные мощности триасовых отложений (км), в скобках – скорости прогибания, м/млн л.

 

В юго-западной части Песчаномыcско-Ракушечного поднятия на структуре Ялама бурением установлены морские сероцветные терригенно-карбонатные отложения триаса, умеренно-дислоцированные, вскрытой мощностью 1700 м [Леонов и др., 2010]. По сейсмическим материалам, мощность триаса здесь не менее 3 км. На своде Песчаномысско-Ракушечного поднятия триас имеет мощности в сотни метров, а на Карабогазском своде и в южной части Восточного Предкавказья триасовые отложения отсутствуют.

Среднетриасовые отложения представлены в основном морской сероцветной терригенно-карбонатной толщей [Волож и др., 1981; Алексеева и др., 1991; Жидовинов, 1998]. На Южном Мангышлаке она имеет мощность до 600 м и сложена известняками с прослоями вулканических туфов, перекрытыми пачкой черных битуминозных алевролитов и аргиллитов. В Горном Мангышлаке средний триас представлен дислоцированными тёмно-серыми алевролитами, аргиллитами, песчаниками с прослоями известняков и вулканических туфов мощностью до 800–1000 м. В северной части п-ова Бузачи среднетриасовые отложения мощностью 622 м (каламкасская свита) сохранились на месторождении Каламкас, где они представлены серыми и пестроцветными песчаниками, алевролитами и аргиллитами с прослоями туфов [Липатова и др., 1985].

Отложения верхнего триаса на Южном Мангышлаке представлены морскими и прибрежно-морскими темно-серыми аргиллитами, алевролитами, песчаниками реже гравелитами и туфами, встречаются линзочки угля. Мощность изменяется от 300 до 900 м. Аналогичный разрез верхнего триаса имеется и в Горном Мангышлаке, но здесь триасовые отложения интенсивно дислоцированы.

Сейсмостратиграфическая характеристика и региональная структура. Особенности строения триасового доплитного сейсмокомплекса наиболее полно изучены в Южно-Мангышлакском прогибе [Волож и др., 1981]. Поверхностями несогласий он разделен на три сейсмокомплекса: нижнетриасовый, нижне-среднетриасовый, верхнетриасовый (рис. 3).

 

Рис. 3. Сейсмостратиграфическая модель Южного Мангышлака демонстрирует возрастание мощности триаса к северу и срезание его верхней части юрскими отложениями [Волож и др., 1981].
1 – граница сейсмокомплексов; 2 – отражающие горизонты в юрско-меловых сейсмокомплексах; 3 – опорные отражающие горизонты в триасе; 4 – преломляющие горизонты; 5–7 – состав пород: 5 – терригенные, 6 – карбонатные, 7 – метаморфические (а – высокоградиентные, б – низкоградиентные); 8 – разрывные нарушения; 9 – индексы сейсмических горизонтов.

 

Южно-Мангышлакский прогиб, размером 350×100 км, северо-западного простирания, выполнен триасовыми (2–2.5 км), юрскими (1–1.5 км), меловыми (1.5 км) и палеоген-миоценовыми преимущественно терригенными отложениями. Северное ограничение прогиба проходит по тектоническому шву (сдвиго-надвигу), отделяющему Беке-Башкудукский вал от Жетыбай-Узеньской ступени.

Триасовые отложения в прогибе нарушены многочисленными разломами, но углы падения обычно не превышают 10–15°. В качестве примера приводим фрагмент структурной карты по среднему триасу (рис. 4).

 

Рис. 4. Фрагмент структурной карты среднего триаса Южно-Мангышлакского прогиба.
1 – Каспийское море, 2 – разрывные нарушения, 3 – граница выхода среднетриасовых отложений на предъюрскую поверхность, 4 – изогипсы среднетриасовых отложений (м), 5 – районный центр, 6 – положение профиля, показанного на рис. 5.

 

На южном борту Южно-Мангышлакского прогиба мощности триаса сокращаются за счет выпадения из разреза индских горизонтов и частичного размыва верхнего триаса. В скважине Темир-баба мощность всего триаса сокращается до 1400 м, в 10 км южнее сохранилось 425 м нижнего триаса, а еще в 5 км к югу (площадь Букбаш) триас отсутствует. Мощность триаса к северу возрастает примерно с 2 км до 3–3.5 км, в этом же направлении увеличивается глубина эрозионного среза, более часто проявляются разломы (см. рис. 3, рис. 5). На отдельных северных блоках Жетыбай-Узеньской ступени глубина эрозии достигала палеозойских образований. Седиментационная мощность пермских отложений значительно увеличивается на север в сторону осевой зоны Центрально-Мангышлакского поднятия и Беке-Башкудукского поднятия. Однако тенденция общего первичного нарастания мощностей триаса на север остается неизменной. Максимальные мощности фиксируются перед Беке-Башкудукским разломом, который является южным звеном Донбасс-Туаркырской зоны разломов и ограничением одноименного девонского рифта [Леонов и др., 2010].

 

Рис. 5. Сейсмический разрез (фрагмент) через Жетыбай-Узеньскую ступень (Пионерская‒Карамандыбас).
Индексы в прямоугольниках – стратиграфический возраст сейсмокомплексов, римские цифры означают индексы опорных отражающих горизонтов.

 

Севернее этого разлома триасовые отложения распространены непрерывно. В пределах невысоких гор Каратау на поверхность выходят интенсивно дислоцированные триасовые и пермские отложения. Протяженность обнажений пермско-триасовых пород в горах Каратау составляет около 100 км при ширине до 10 км. С юга они ограничены Южно-Каратауским сдвигом северо-западного простирания. Основную часть обнажений занимают триасовые отложения, которые собраны в крутые, иногда запрокинутые кулисообразные складки, отклоняющиеся к северу от этого разлома косо, под углом 20‒30°, и подтверждающие его сдвиговый характер [Винюков, 1963; Трифонов и др., 1975].

У разных исследователей указанные мощности триаса в Горном Мангышлаке существенно различаются – от 8 км до 4.75‒5 км [Нуралин и др., 1989; Трифонов и др., 1975; Калугин и др., 1981]. Как было сказано выше, особенностью строения разреза в Горном Мангышлаке, Южно-Бузачинском прогибе и на Северном Устюрте является отсутствие границы между верхней пермью и триасом. Таким образом, данные мощности были оценены по фрагментарной сейсмической информации и их следует рассматривать как мощности нерасчлененного пермо-триаса. Общая мощность пермо-триаса в Горном Мангышлаке и на юге п-ова Бузачи достигает 3500‒4000 м. По сейсмическим данным повышенные мощности относятся в основном к пермской части разреза. А мощности непосредственно триаса здесь сопоставимы с Прикаспийскими (рис. 6).

 

Рис. 6. Сейсмогеологический разрез через Каспийское море. Индексы в прямоугольниках указывают стратиграфический возраст комплексов, знаки в овалах – индексы отражающих горизонтов.

 

Севернее, на полуострове Бузачи, краевой северной части Донбасс-Туаркырского рифта, по скважинам П-1 Каламкас и П-1 Сев. Бузачи мощности нижнего и среднего триаса достигают соответственно 2500 и 3200 м [Липатова и др., 1985]. Верхний и частично средний триас, по данным этих скважин, эродирован. В Южно-Бузачинском прогибе сохранился сероцветный верхний триас мощностью до 722 м (Западный Торлун) [Козмодемьянский и др., 1995]. Общая мощность триаса на полуострове достигает 3500‒4000 м. Повышенные мощности триаса в Горном Мангышлаке и на п-ове Бузачи означают, что Донбасс-Туаркырский рифт в середине перми и в триасе снова активно прогибался, и осадки этого времени следует относить к пострифтовым.

Северная прибрежная зона полуострова Бузачи структурно относится к Каракульско(Бузачинско)‒Смушковской зоне надвигов. Надвиги четко фиксируются на сейсмических разрезах. На профиле, отработанном на месторождении нефти Каламкас-море, фиксируется принадвиговая синклиналь с мощностью Т_1‒2 около 2 км (рис. 7). Следующая надвиговая пластина наблюдается севернее, в районе структуры Нарын, на которой под средней юрой вскрыты ассельско-сакмарские карбонаты [Пронин, Шестоперова, 2019].

 

Рис. 7. Сейсмический разрез (фрагмент) северной (транзитной) окраины месторождения Каламкас демонстрирует мощности нижнего и среднего триаса по разные стороны от Южно-Эмбинского сдвига и один из позднетриас-юрских сдвиго‒надвигов кряжа Карпинского.
Голубая линия – сейсмический отражающий горизонт V, зеленая – отражающий горизонт VI (кровля палеозоя).

 

На морском продолжении кряжа Карпинского и Горного Мангышлака триасовые отложения, вскрытые в отдельных морских скважинах (Аташ, Тюбкараган-море, Широтная), характеризуются крутыми углами падения (до 80°) и хаотическими отражениями в волновом поле. На сейсмических разрезах можно условно выделить только нерасчлененные триасовые отложения.

В Среднем Каспии триас установлен на продолжении Туаркырской ветви Донбасс-Туаркырского рифта вдоль Аксу-Киндерлинского сдвига. Приведенный разрез (рис. 8) пересекает этот сдвиг в районе морской структуры Година, где максимальные мощности триаса (около 1400 м) сохраняются в опущенной зоне сдвига, а на крыльях сдвига триас эродирован. На данном разрезе прослеживается значительно возрастающая мощность деформированного девонско-пермского комплекса отложений в сторону Донбасс-Туаркырского рифта.

 

Рис. 8. Сейсмостратиграфический разрез в прибрежной прикарабогазской части Среднего Каспия пересекает Аксу-Киндерлинский сдвиг [Леонов и др., 2010].
Буквы в белых прямоугольниках – возраст сейсмокомплексов (плиоцен-четвертичный, олигоцен-нижнемиоценовый, меловой, юрский, триасовый, палеозойский); индексы в кружках – опорные сейсмические горизонты. Тонкие желтые линии – вспомогательные отражающие горизонты.

 

В то же время, конседиментационная мощность нижне- и среднетриасовых отложений практически остается неизменной. Однако, в целом, за счет предъюрской эрозии мощность недеформированного триасового комплекса уменьшается в том же направлении вплоть до полного ее выклинивания в пределах Карабогазского свода. На западном продолжении Аксу-Киндерлинского вала в море обособлены крупные присдвиговые структуры Нурсултан и Ракушечное-море. Здесь установлено, что движения по сдвигу продолжались и в послетриасовое время, и особенно активно в неогене. Эти движения привели к разрушению прогнозировавшихся здесь крупных юрских месторождений углеводородов. Небольшие залежи за счет перетоков углеводородов установлены в нижнем мелу с мощными глинистыми покрышками.

Восточное Предкавказье

Литолого-стратиграфическая характеристика. Разрез нижнего триаса в Восточном Предкавказье начинается с куманской свиты, залегающей с резким несогласием на интенсивно дислоцированных каменноугольных отложениях. Свита сложена песчано-конгломератовой и пестроцветной песчано-аргиллитовой (вверху) толщами. Так же, как и на Южном Мангышлаке, верхи нижнего триаса (оленек) представлены морскими известняками, доломитами, алевролитами и аргиллитами с прослоями вулканических туфов. Преимущественно карбонатная толща оленека выделена в нефтекумскую свиту.

В Восточно-Манычском прогибе в разрезе свиты установлены биогермные постройки мощностью до 500 м. Между ними карбонаты становятся глинистыми, уменьшаются в мощности и замещаются темно-серыми более глубоководными глинисто-алевролитовыми породами. Завершают разрез нижнего триаса култайская и демьяновская свиты, мощностью от 10 м на рифах и до 500 м в предрифовой зоне. Обе свиты слагаются серыми известняками с прослоями мергелей, аргиллитов, алевролитов. На восточном фланге кряжа Карпинского (Семеновская площадь) вскрыто 300 м верхнеоленекских известковистых аргиллитов с тонкими прослоями известняков и мергелей, содержащих аммониты. Эти особенности разреза триаса указывают на то, что кряж Карпинского в раннем триасе являлся частью единого с соседними районами шельфового морского бассейна, причем с более значительными глубинами [Копылов и др., 1982]. Мощность нижнего триаса резко меняется и колеблется от 300 до 1200 м [Геология..., 2001; Государственная…, 2011].

Средний триас, по сравнению с нижним, в Восточном Предкавказье имеет существенно меньшую площадь распространения и подразделяется на кизлярскую и новоколодезную свиты. Кизлярская свита залегает трансгрессивно на куманской свите и на каменноугольных отложениях. Сложена она внизу (до 160 м) серыми оолитовыми и глинистыми известняками с прослоями мергелей, алевролитов и аргиллитов. В верхней части свиты (до 350 м) преобладают темно-серые аргиллиты с прослоями песчаников, их анизийский возраст подтвержден остатками фораминифер и моллюсков. Новоколодезная свита мощностью до 400 м сложена бурыми аргиллитами, алевролитами, известняками с прослоями песчаников с характерными моллюсками.

 

Рис. 9. Сейсмогеологический разрез Восточного Предкавказья показывает характер залегания триасовых отложений в Восточно-Манычском прогибе.

 

Верхний триас в Восточном Предкавказье установлен в Восточно-Манычском прогибе, в Прикумской зоне поднятий, в Чернолесско-Тарумовской зоне и на кряже Карпинского. Нижняя, закумская свита известна только в южной части Восточно-Манычского прогиба. Она согласно, а местами с размывом залегает на среднем триасе. В нижней части свиты (до 90 м) распространены серые песчанистые известняки и аргиллиты, выше (до 200 м) – пестроцветные аргиллиты, алевролиты, реже известняки. В свите обнаружены карнийские двустворки. Раньше эта свита условно относилась к среднему триасу. Вышележащая ногайская свита знаменует начало тектонической и вулканической активизации в норийское время, связанной с коллизионными процессами в Палеотетисе. Залегает она с размывом и небольшим угловым несогласием на более древних свитах триаса или на образованиях карбона (на кряже). Ногайская свита представлена пестроцветными конгломератами, гравелитами, песчаниками, аргиллитами, лавами и вулканическими туфами известково-щелочного состава. Конгломераты включают обломки эффузивных, метаморфических и осадочных пород. Среди эффузивов преобладают кварцевые, дацитовые и реже андезитовые порфириты. Мощность свиты достигает 1000 м, возраст определен условно по положению в разрезе [Сабанеев, Черкашин, 2008; Куранов, 2022]. Завершает разрез триаса Восточного Предкавказья зурмутинская свита. Она залегает с угловым несогласием на отложениях нижнего‒среднего триаса, с размывом на ногайской свите, а в пределах кряжа Карпинского – на карбоне. Слагается аргиллитами с растительными остатками, алевролитами и разнозернистыми песчаниками, редко встречаются прослои гравелитов, туфов, туфопесчаников. Свита условно отнесена к норию.

Сейсмостратиграфическая характеристика и региональная структура. Мощные разрезы триаса установлены в Восточно-Манычском прогибе, расположенном на южной периферии кряжа Карпинского. В южном направлении здесь отмечается выклинивание нижних горизонтов триаса и общее сокращение мощностей с последующей полной предъюрской эрозией (рис. 9, 10а). На разные горизонты триаса и палеозоя с размывом и угловым несогласием ложатся юрские отложения.

 

Рис. 10. Временные сейсмические разрезы (фрагменты) через северо-западную часть Восточно-Манычского прогиба (а) и Промысловско-Цубукский грабен (б) [Волож и др., 1999].
Индексы в прямоугольниках – стратиграфический возраст сейсмических комплексов, в кружках – отражающие горизонты (А, III, б).

 

Местами за пределами прогиба сохранились небольшие фрагменты триаса, что указывает на существование осадочного бассейна в триасе во всем Восточном Предкавказье. Северная граница прогиба резкая, она проходит по Северо-Манычскому разлому (сдвигу). При этом к разлому, как и на Мангышлаке отмечается не сокращение мощностей триаса, а даже их рост (см. рис. 9, 10). Это свидетельствует о том, что в триасе кряж Карпинского вместе с Прикаспийской впадиной и Предкавказьем являлся частью обширного Каспийского ареала осадконакопления.

Активные тектонические движения со складчатостью и вулканизмом в карнийском веке связаны с коллизионными процессами в Палеотетисе. В это время кряж Карпинского как ослабленная палеозойская рифтогенная зона подвергся складчатым деформациям со сдвиго-надвиговыми перемещениями, обусловившими резкое опускание Манычских прогибов. На большей части кряжа триас был уничтожен за исключением присдвигового Промысловско-Цубукского грабена (см. рис. 9, 10б) и ряда более мелких впадин [Летавин, Савельева, 1975]. Мощность полного разреза триаса в этом грабене, по сейсмическим данным, превышает 1300 м. Промыслово-Цубукская и Горномангышлакская структуры с полными разрезами триаса занимают центральное положение в кряже. Они сформированы Донбасс-Зеравшанским трансрегиональным сдвигом, который состоит из ряда ветвей (в т.ч. Северо-Манычской), развивавшихся с перерывами с конца триаса до плиоцена [Леонов и др., 2010]. Детальными сейсмическими материалами установлено, что вдоль этого сдвига в послетриасовое время происходили горизонтальные перемещения, при этом в Промысловском районе формировались локальные прогибы с увеличенными мощностями юрских и меловых отложений [Жингель, 2005]. В северо-западном направлении ширина Восточно-Манычского прогиба сокращается с 80‒100 до 20‒25 км (см. рис. 9, 10а). При этом особенности строения триасовых толщ сохраняются: у Северо-Манычского сдвига мощности максимальные (около 1200 м), а на юго-западе они постепенно уменьшаются и выклиниваются. Такие же мощности и состав триаса характерны для разрезов в грабенах кряжа Карпинского и в прилегающих к кряжу с севера разрезах Прикаспийской впадины.

Устюрт

Литолого-стратиграфическая характеристика. Триасовые отложения широко распространены на Северном Устюрте (Северо-Устюртская впадина) и в северной части Южного Устюрта (Ассаке-Ауданский и Дарьялык-Дауданский прогибы). Они были частично эродированы на Центрально-Устюртском и Южно-Эмбинском поднятиях.

Нижнетриасовые отложения на Северном Устюрте представлены пестроцветной толщей известковистых песчаников, алевролитов и аргиллитов, нередко с примесью вулканического пепла. В Ассакеауданском прогибе и на Шахпахтинской ступени нижнетриасовые отложения мощностью от 260 м (Шахпахты) до 440 м (Коссор) сложены красноцветными аргиллитами с прослоями песчаников, алевролитов. На большей части Северного Устюрта нижний триас имеет небольшие мощности (до 400 м). Полные мощности в синклиналях достигают 2.5‒3 км. Только в юго-западной части, вблизи Донбасс-Туаркырского рифта мощности возрастают до 900 м (структура Арыстановская).

Средне- и верхнетриасовые отложения представлены озерно-аллювиальными, преимущественно красноцветными терригенными породами, которые бедны органическими остатками. В связи с этим расчленение их неоднозначно [Жидовинов, 1998; Липатова и др., 1985; Справочник…, 1988].

Среднетриасовые отложения на Северном Устюрте представлены пестроцветными песчано-глинистыми отложениями. Мощность среднего триаса на юго-западе составляет 750 м (структуры Арыстановская, Жайлыган). Восточнее, на структурах Ащитайпак, Шомышты мощности возрастают соответственно до 916 и 958 м. В южной части Северного Устюрта мощность среднего триаса сокращена до 200 м.

Верхнетриасовые отложения представлены континентальной сероцветной терригенной толщей, выполняющей отдельные северные мульды. Наиболее мощный разрез верхнего триаса изучен по скважине П-2 Ащитайпак (1175 м), которая вскрыла темно-серые аргиллиты, песчаники и алевролиты с обугленными растительными остатками.

Сейсмостратиграфическая характеристика и региональная структура. На Устюрте триасовые отложения залегают согласно со сходными породами верхней перми, образуя единый верхнеартинско-кунгурский доплитный комплекс.

 

Рис. 11. Структурная карта Устюрта по поверхности докунгурских отложений (отражающий горизонт “б”) [Волож и др., 2011].
1 – изогипсы отражающего горизонта “б”, км; 2 – основные разломы; 3 – глубокие скважины и их номера; 4 – газовые месторождения; 5 – нефтяные месторождения; 6 – линии сейсмических и сейсмогеологических разрезов, показанных на рисунках в статье; 7 – государственные границы.
Буквами обозначены основные разломы: АК – Арало-Кызылкумский, Кок –Кокбахтинский, СК – Северо-Каратауский, СУ – Северо-Устюртский, Ткб – Токубайский, Ц-У – Центрально-Устюртский, Шах – Шахпахтинский, Ю-Э – Южно-Эмбинский.

 

Основное несогласие на Северном Устюрте фиксируется отражающим горизонтом “б”, отвечающим кровле докунгурского палеозоя; оно увязывается с урало-тяньшаньской коллизией. По этому горизонту построена структурная схема, отражающая строение и триасового комплекса (рис. 11). На сейсмических разрезах в подошве верхнего триаса выделяется ОГ V₂, а в подошве среднего – ОГ V₃. От вышележащих триасовые отложения отделяются угловым и стратиграфическим несогласием, прослеживающимся как опорный отражающий горизонт V₁ [Липатова и др., 1985].

Особенностями структуры триаса на Устюрте являются достаточно крутые складки (10‒15°, а у разломов круче) и многочисленные разломы. Эти особенности и время формирования структур и разломов четко видны на сейсмических разрезах. Амплитуда прогибов по триасу достигает 2 км, в то время как по плитному юрско-кайнозойскому комплексу она измеряется первыми сотнями метров. Нередко триасовые прогибы по подошве юры выражены моноклиналями (рис. 12) как и в Предкавказье.

Ограничивающие Северо-Устюртскую впадину региональные разломы (Северо-Устюртский, Токубайский, Центрально-Устюртский и Восточно-Аральский) имеют сдвиго-надвиговую природу, связанную с движением всего Северо-Устюртского блока против часовой стрелки. Как сдвиго-надвиги они активно проявились в конце триаса – ранней юре. Движения по ним продолжались и позднее, особенно активно в неогене.

Важно отметить, что в пределах Северного Устюрта основное структурное несогласие приурочено к началу пермского времени. Северо-Устюртский сдвиг ограничивает впадину с северо-запада от Южно-Эмбинского поднятия, на котором триасовые отложения полностью эродированы. Вертикальная амплитуда сдвига превышает 1 км. По сдвигу триасовые отложения не выклиниваются, а срезаются. Это свидетельствует о том, что Южно-Эмбинское поднятие было перекрыто триасовыми отложениями (см. рис. 12).

 

Рис. 12. Сейсмогеологический разрез Северного Устюрта.
Положение профиля показано на рис. 2. 1 – эвапориты, 2 – вулканогенно-осадочные породы, 3 – терригенные породы, 4 – карбонатные породы (а – палеозойские, б ‒ меловые), 5 – терригенно-карбонатные породы.
Индексы в прямоугольниках – возраст сейсмокомплексов, индексы в овалах – обозначения опорных сейсмических горизонтов.

 

На северо-востоке Устюрта в Кашкаратинской мульде вдоль Аккулковского сдвига в позднетриасовое время сформирован одноименный вал, где юрские отложения залегают на допермском метаморфизованном палеозое. К разлому мощность триаса возрастает, что подтверждает послетриасовый возраст и разлома, и вала, с которого триас был эродирован. В результате триасовые отложения приобрели грабеновую структуру (рис. 13а).

 

Рис. 13. Сейсмические разрезы – Кашкаратинский (а) и Ащитайпакский (б).
Цветные линии – опорные отражающие горизонты, цифры в овалах – их индексы; буквы в прямоугольниках – возраст сейсмостратиграфических комплексов; красные линии – разломы.

 

Триасовые отложения деформированы и в широких прибортовых зонах Северо-Устюртской впадины. Так в ее северной части закартированы мульда и односторонний грабен, выполненный триасовыми отложениями (см. рис. 13б). В мульде мощность сероцветного верхнего триаса превысила 1100 м при углах падения около 15°. Время формирования этих структур однозначно позднетриасовое. Более того, стоит отметить согласное залегание триасовых и средне-верхнепермских отложений на территории Северного Устюрта.

 

Рис. 14. Сейсмические разрезы – Актумсукский (а) и Шахпахтинский (б). Положение профилей показано на рис. 2 и рис. 11.

 

В юго-восточной части впадины находится крупное Актумсукское поднятие, выраженное контрастными структурами в пермско-триасовом доплитном комплексе (рис. 14а). От соседних прогибов поднятие ограничено разломами сдвиго-надвигового характера с меняющейся по простиранию амплитудой от сотен метров до 1‒1.5 км. Южнее Актумсукского поднятия по разлому амплитудой около 1.5 км обособляется односторонний Байчагырский грабен. Этот грабен Н.А. Крылов [2018] рассматривает как триасовую рифтогенную структуру, но она, как и вышеописанные грабены, сформирована в конце триаса из плащеобразного чехла. В южной части грабена отмечается подошвенное прилегание пермско-триасовых отложений и уменьшение их мощности, что указывает на приближение к краю осадочного бассейна. Резкий рост мощностей слабо дислоцированного триаса в грабене в северном направлении ограничен позднетриасово‒раннеюрским сдвигом. Севернее, на Актумсукском поднятии нерасчлененные пермско-триасовые отложения дислоцированы, и их мощности, по сейсмическим данным, увеличиваются до 4 км (см. рис. 14а). Это позволяет рассматривать Актумсукское поднятие как область развития больших мощностей перми и триаса, которая претерпела инверсию в конце триаса. Такая инверсия возможна в ослабленных более древних рифтогенных зонах. Подобная зона предполагается под Актумсукским поднятием. Здесь под юрскими отложениями вскрыты мощные флишоидные отложения позднего карбона‒нижней перми рифтогенного типа – углисто-кремнистые аргиллиты, алевролиты, песчаники, известняки с пластами диабазовых порфиритов. Породы имеют крутые углы падения (до 50‒70°) [Волож и др., 2011]. В поздней перми и раннем триасе на месте Актумсукского поднятия существовал пострифтовый желоб с увеличенными мощностями отложений. Сходная картина описана выше и для кряжа Карпинского. В юго-западной части впадины, ограниченной здесь Токубайским сдвигом, также интенсивно проявлены предъюрские дислокации при увеличенных до 3 км мощностях триаса.

С юга Северо-Устюртская впадина ограничена широкой (40‒60 км) Центрально-Устюртской системой поднятий, формирование которой связано с Донбасс-Зеравшанским сдвигом [Леонов и др., 2010]. В триасе система поднятий перекрывалась осадками мощностью в первые сотни метров. В конце триаса интенсивные движения привели к подъему территории, складчатости и почти полной эрозии триаса.

Триасовые отложения установлены южнее Центрально-Устюртской системы поднятий в Ассаке-Ауданском и Дарьялык-Дауданском грабенообразных прогибах. В обоих прогибах мощность триасовых отложений возрастает к северу, к южному разлому Центрально-Устюртской системы поднятий до 600‒800 м, а к югу, на склоне Каракумского свода они выклиниваются, вероятно, вблизи границы осадочного бассейна (см. рис. 14б).

В триасовых (и верхнепермских) отложениях Устюрта отсутствуют магматические породы (помимо примеси туфогенного материала), поэтому реконструируемые здесь грабены не следует относить к рифтогенным, как это делают некоторые исследователи [Крылов, 2018]. Более приемлемо назвать такие структуры тафрогенами, как было предложено для рассматриваемого региона А.И. Летавиным, и связывать их с заключительными стадиями коллизионного процесса на активных окраинах континентов.

Прикаспийская впадина

Литолого-стратиграфическая характеристика. На большей части впадины триас сложен пестроцветными озерно-аллювиальными отложениями, не имеющими надежных стратиграфических реперов и палеонтологических остатков [Жидовинов, 1998; Липатова и др., 1982]. Нижнетриасовые отложения подразделяются на ершовский и баскунчакский горизонты, которые условно отнесены к инду и оленеку. Ершовский горизонт представлен красноцветными песчаниками, алевролитами, глинами. Баскунчакский горизонт (оленек) на большей части впадины также представлен континентальными отложениями. На юго-западе впадины средняя часть оленекской толщи сложена морскими серыми глинами с тонкими прослоями известняков. Максимальная мощность нижнетриасовых отложений отмечена в мульдах – 1759 и 2140 м (скважины СГ-1 Аралсорская и 19п Чувашинская).

Площадь распространения среднетриасовых отложений в Прикаспийской впадине ограничена ее бортовыми уступами. Почти повсеместно они представлены толщей морских сероцветных глин, алевролитов, песчаников и известняков с характерными комплексами остракод. И только на востоке развиты нерасчлененные пестроцветные озерно-аллювиальные породы тасшийской свиты. Завершают разрез среднего триаса темно-серые глины с прослоями алевролитов и песчаников. Мощность среднего триаса в отдельных мульдах достигает 1750 м (скв. СГ-1 Аралсорская).

Верхнетриасовые отложения установлены в центральной части и на востоке Прикаспийской впадины, и отсутствуют на ее окраинах. Они сложены переслаиванием песчаников, алевролитов, глин. Иногда в нижней половине разреза встречаются известняки. Особенности напластования пород указывают на смену аридного климата в раннем и среднем триасе на гумидный климат в позднетриасовое время. Мощность верхнего триаса достигает 1050 м (скважина ОП-1 Хобдинская).

В Северном Каспии толща триасовых отложений мощностью до 1600 м установлена на Кашаганской карбонатной платформе [Пронин, Шестоперова, 2019]. Нижний триас (900 м) представлен аргиллитами и алевролитами, средний триас – глинистыми и карбонатными породами (430 м), верхний триас – песчано-глинистыми отложениями (более 220 м).

Сейсмостратиграфическая характеристика и региональная структура. Триасовые отложения залегают в виде сплошного покрова во всей впадине и ее прибортовых зонах за исключением размытых областей на сводах ряда крупных соляных куполов. Отсутствует триас в результате эрозии и на Южно-Эмбинском поднятии. Триасовые отложения вместе с юрско-неогеновыми образуют надсолевой платформенный комплекс (см. рис. 6). В пределах впадины строение толщи триасовых отложений существенно нарушено соляной тектоникой, сопровождающейся формированием глубоких мульд с крутыми склонами. Разломы, связанные с позднетриасовыми геодинамическими процессами, здесь не установлены. Мощность отложений триаса в Прикаспийской впадине искажена соляной тектоникой: в мульдах она достигает 4.5 км, а на сводах – первые сотни метров. С учетом площадей мульд и куполов, усредненная мощность, вероятно, не превышает 2000 м.

Стратиграфическая интерпретация отражающих горизонтов внутри верхнепермско-триасового комплекса, при переходах между мульдами, без привязки к скважинам вызывает затруднения. Зональным репером служит горизонт D ‒ размытая поверхность верхнепермских отложений. Горизонт V₂, разделяющий средний и верхний триас, выражен менее отчетливо и обычно присутствует как поверхность несогласия в разрезах мульд. Отражающий горизонт V₃ разделяет нижне- и среднетриасовые отложения. К карбонатной пачке среднего триаса приурочены горизонты К₂ (подошва) и K₁ (кровля карбонатной пачки). Эти горизонты обычно располагаются субпараллельно и хорошо идентифицируются на временных разрезах (см. рис. 6).

ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ

Палеогеографические построения для территории Скифско-Туранской плиты и Прикаспийской впадины выполнены В.В. Липатовой, В.А. Быкадоровым, Ю.А. Воложем, В.Г. Казьминым, А.А. Беловым и другими при составлении уникального палеогеографического атласа Центральной Евразии, изданного ограниченным тиражом [Атлас…, 2002]. Приведенный ниже рисунок, с изменениями и упрощениями, взяты из этого атласа. Необходимо отметить, что восстановление палеогеографии Кавказа и его периферии в доюрское время сильно осложнено из-за наложения результатов череды геодинамических перестроек в юрско-неогеновое время. Поэтому многие аспекты палеогеографии и тектоники остаются предметом дискуссий. Предлагаемый вариант учитывает и дополняет представления ряда предыдущих исследований [Международная..., 2003; Тектоника..., 2009; Ужкенов и др., 2004; Четыреста..., 2005; Barrier et al., 2018].

В поздней перми Прикаспийский бассейн потерял связь с океаном. Большую часть разреза верхней перми слагают красноцветные терригенные осадки мощностью до 2‒3 км. Пограничные районы с океаном Тетис оставались геодинамически активными, с вулканизмом и формированием флишевых толщ, что установлено в Дзирульском массиве на Южном Кавказе, Северном Афганистане и Северном Памире.

Повсеместно в начале раннего триаса (инде) накапливались озерно-аллювиальные терригенные красноцветы. В оленекский век Прикаспийский регион получил прямую связь с океаном Тетис, что привело к образованию морского водоема с нормальной соленостью и накоплением глин, известняков, песчаников. Море покрывало территорию Мангышлака, южную и юго-западную части Прикаспийской впадины, Восточное Предкавказье.

Предполагается, что на юго-западе море не имело связи с Крымско-Черноморским палеобассейном. Об этом можно судить по присутствию нижнетриасовых преимущественно карбонатных отложений с фауной только индийского типа в предгорьях северо-западного Кавказа по р.р. Белая и Лаба [Геология..., 2001]. На Ставропольском поднятии в отдельных небольших мульдах известны нижнетриасовые (индские) терригенные красноцветы. Морской водоем на севере и востоке окаймлялся аккумулятивной равниной, где формировались континентальные красноцветные озерно-аллювиальные терригенные толщи. На Устюрте накапливались пестроцветные озерно-аллювиальные песчано-глинистые терригенные отложения мощностью до 2‒3 км, обломочный материал поступал сюда с Урало-Тяньшаньского орогена, Туаркыра, Центральных Кызылкумов. Вдоль севера Афганистана и Ирана вплоть до Мешхеда существовал субдукционный вулканический пояс Тетиса. Свидетельствами его существования, вероятно, являются триасовые вулканиты южного Предкавказья. На южном склоне Большого Кавказа в пермско-триасовой песчано-сланцевой дизской серии имеются слои вулканических туфов и эффузивов, что может указывать на существование южнее вулканической дуги [Международная..., 2003; Четыреста..., 2005]. На Скифской плите проявления рифтогенеза не установлены.

 

Рис. 15. Палеогеографическая схема Каспийского региона на средний триас ([Атлас…, 2002] с изменениями).
1 – горы низкие, 2 – равнины денудационные, 3 – суша нерасчлененная; 4 – равнины низменные, озерно-аллювиальные, 5 – равнины прибрежно-морские с терригенными осадками, 6 – шельфовые моря с терригенно-карбонатными осадками, 7 – море глубокое (океан палеоТетис), 8 – зона субдукции и вулканическая дуга, 9 – постколлизионные сдвиги, в кружках их название (1 – Урало-Кызылкумский, 2 – Южно-Эмбинский, 3 – Донбасс-Зеравшанский, 4 – Аксу-Киндерлинский, 5 – Крымско-Копетдагский), 10 – скорости седиментации (м), 11 – населенные пункты.

 

В среднем триасе морские площади увеличились и включали уже практически всю Прикаспийскую впадину, Восточное Предкавказье и запад Устюрта (рис. 15). В морском бассейне отлагались мелководно-морские, песчано-глинисто-карбонатные осадки, вокруг него накапливались континентальные терригенные отложения, а на востоке Мангышлакского прогиба – красноцветные песчаники с прослоями туффитов. Примечательно, что в среднетриасовую эпоху на Мангышлаке проявилась гидротермальная деятельность, которая сопровождалась формированием небольших скоплений гематита и малахита. На юге Каспийского региона продолжалась субдукция под активный край континента, с которой связаны эффузивные образования на Красноводском полуострове и в Предкавказье. На южном склоне Большого Кавказа продолжалось формирование дизской толщи с вулканитами. В северном Афганистане и северном Иране (район Мешхеда) реконструирована окраинно-континентальная вулканическая дуга. Эти геодинамические процессы были обусловлены движением на север континентальных блоков Гондваны (Киммерии).

В позднем триасе продолжалось сближение континентального блока Киммерии и континента Евразии, что привело в конце триаса к закрытию океана Палеотетис и коллизии. В середине нория в Каспийском регионе за счет коллизии усиливаются процессы сжатия. В результате регрессии моря, площадь палеобассейна существенно сократилась и занимала только северный и средний Каспий с неширокой полосой, протягивающейся вдоль современного его побережья и вдоль Кавказа и Копетдага. Заливы морского бассейна покрывали лишь территории Горного Мангышлака и Жазгурлинской депрессии Южного Мангышлака. Большая часть Каспийского региона превратилась в озерно-аллювиальную равнину, где накапливались терригенные осадки. Почти весь восток Восточно-Европейской платформы становится низменной денудационной равниной с многочисленными озерами, в которых отлагались сероцветные и пестроцветные песчано-глинистые осадки, местами угленосные. В Манычском прогибе терригенные толщи включают прослои вулканических туфов и лав различного состава.

Уральский складчатый пояс был значительно снивелирован и превратился в низкогорное поднятие. По его восточному краю и южнее отмечены надвиги, связанные с интенсивным правым Арало-Кызылкумским сдвигом – одним из элементов трансрегионального Урало-Герирудского сдвига. В позднем триасе также активно проявили себя Донбасс-Зеравшанский, Северо-Устюртский, Каракульско-Бузачинский. Аксу-Киндерлинский, Главный Каратауский и другие сдвиги. С позднетриасовой коллизией связана складчатость триасовых отложений Скифской и Западно-Туранской плит, что и является основанием для отнесения триасовых отложений к доплитному комплексу.

Коллизия обусловила интенсивную складчатость и магматизм на южной границе Восточно-Европейского континента (Кавказ – дизская серия; Красноводский полуостров – граниты; Северный Иран – офиолиты Ахдарбанда, Паропамиза). Деформации, связанные с коллизией, прослежены далеко на север от его окраины. Особенно интенсивными они были в Донбасс-Туаркырском палеозойском рифте с “ослабленной” утоненной корой, более пластичной, чем соседние континентальные блоки. Карбон-триасовые отложения этого рифта были смяты в крутые складки, одновременно образовалась система продольных, косых и реже поперечных сдвиго-надвигов. Северные надвиги достигают первых десятков километров и частично перекрывают южную часть Прикаспийской впадины (Каракульско-Смушковско-Бузачинская система дислокаций‒надвигов).

На Южном Мангышлаке, Северном Устюрте и Среднем Каспии триасовые отложения разбиты разломами с амплитудами в первые сотни метров и собраны в пологие складки с углами от 5 до 40‒50^о. На южном склоне Донбасс-Туаркырского рифта в конце раннего триаса в результате присдвиговых опусканий оформляются крупные грабеноподобные прогибы Восточно-Манычский и Южно-Мангышлакский.

Анализ мощностей позволяет в первом приближении оценить скорости осадконакопления в течение триаса. Для расчетов использованы наименее эродированные и наиболее палеонтологически обоснованные разрезы. Для прогибов молодой платформы характерны близкие темпы погружения в течение триаса в пределах 49‒58 мм/1000 лет. Для структур Донбасс-Туаркырского рифта скорости в триасе существенно выше: 63 мм/1000 лет (Бузачи) и 94 мм/1000 лет (Горный Мангышлак). В Прикаспийской впадине скорости в разных мульдах 33‒53 мм/1000 лет. Наибольшие скорости прогибания во всех районах характерны для раннего триаса: в ВМП и ЮМП 308–290 мм/1000 лет, в Горном Мангышлаке и Бузачах 380–400 мм/1000 лет, в Северном Устюрте и Прикаспии 180 мм/1000 лет. В среднем‒позднем триасе скорости резко уменьшаются до первых десятков мм.

Таким образом в позднем карбоне – перми в предгорных прогибах, вытянутых вдоль Донбасс-Туаркырской зоны, накапливалась мощная толща молассы. Данная зона в конце палеозойского времени представляла собой систему рифтов, которая трансформировалась сначала в активную окраину, а затем – коллизионную зону, с предгорными прогибами перед ее фронтом. В них формировались мощные толщи пермского возраста. В триасе весь Каспийский регион представлял собой обширный окраинно- платформенный бассейн, где седиментационные мощности отложений были распределены довольно равномерно. В настоящее время пермские и триасовые комплексы представляют скобой единый складчатые комплекс, с несогласием залегающий на предкунгурских отложениях. Его современная структура и мощности обусловлена действием позднейших сдвиговых деформаций, которые секут фациальные зоны, а также предъюрской эрозией.

О ПЕРСПЕКТИВАХ НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ

Триасовые отложения регионально нефтегазоносны. Осадочные толщи триаса обладают достаточно мощными нефтегазоматеринскими породами, углеводородные флюиды из которых обеспечили формирование месторождений нефти как в триасе, так и в вышележащих толщах Восточного Предкавказья и Южного Мангышлака.

В Южно-Мангышлакском прогибе открыто более двух десятков небольших месторождений нефти и газа, в основном в карбонатах среднего триаса. Фонд локальных структур здесь практически исчерпан. Новые открытия прогнозируются в стратиграфических и приразломных ловушках. Гранитные и карбонатные выступы дислоцированных палеозойских отложений в прогибе при перекрытии их нефтематеринскими триасовыми толщами также могут содержать залежи нефти, подобно месторождениям Оймаша, Белый Тигр (Вьетнам) или юга Западной Сибири. Сейсморазведка 3D, вероятно, поможет выявить такие объекты.

В Восточном Предкавказье в триасе разведаны небольшие залежи в нижней карбонатно-глинистой толще триаса, отделенной от юры маломощными зональными глинистыми покрышками. Из-за этого низы юры и триас гидродинамически связаны, что обуславливает перетоки углеводородов. Недавно на структуре Барьерной в северо-восточной части Восточно-Манычского прогиба открыто газоконденсатное месторождение Барьерное в карбонатной рифогенной постройке нефтекумской свиты. В сходных с Восточным Предкавказьем палеогеографических условиях в Южно-Мангышлакском прогибе также возможно присутствие нефтегазоперспективных биогермов.

В Северо-Устюртской впадине доплитные нижне‒среднетриасовые отложения представлены в основном красноцветными и пестроцветными терригенными породами, они бесперспективны для генерации углеводородов и не содержат залежей, что подтверждено скважинами на десятках антиклиналей. В Косбулакском прогибе установлена мощная (до 2 км) толща озерных сероцветных терригенных пород верхнего триаса–нижней юры с высоким содержанием С_орг. К бортам прогиба эта толща выклинивается и частично срезается, что обеспечивает миграцию углеводородов в юрские отложения в приразломных поднятиях. Так, на северо-восточном и юго-восточном бортах этого прогиба в юрских отложениях обнаружены небольшие месторождения нефти и газа (Дорис и Западный Арал).

В Прикаспийской впадине в последние два-три десятилетия интерес к надсолевым отложениям возрос, особенно в Казахстане в связи с исчерпанием разведанных запасов. Этому способствовали успехи современной сейсморазведки, позволяющей получать обширную и важную информацию о тонкой структуре как юрско-меловых, так и триасовых осадочных толщ и выделять в них новые типы ловушек. Это привело к открытию серии месторождений нефти в триасе по всей южной и юго-восточной части Прикаспийской впадины. Первое крупное месторождение в триасе Кенбай было открыто еще в 1980-х гг. попутно, на краю купола, при разведке юрских залежей на куполе. Новые сейсмические материалы позволяют и более обоснованно решать вопросы миграции и аккумуляции нефти. Особенно перспективными оказались структурно-седиментационные ловушки в терригенно-карбонатных отложениях среднего триаса, располагающиеся на периферии соляных куполов. Формирование таких ловушек связано с неравномерным подъемом кровли соли: на краю купола к середине триаса обособляется выступ соли и на нем развивается ловушка. Пласты нижнего триаса обычно расположены на периферии ловушки и срезаются стенкой соляного купола. А пласты среднего триаса к краю купола утоняются и формируют структурно-литологическую ловушку. Детальный сейсмостратиграфический анализ выявил такие ловушки на многих куполах юга Прикаспийской впадины, в них разведано около 10 месторождений нефти – Таскудук, Ащиколь Южный, Сарлы, Каганай, Дулат, Шокат, Сарыкумак Западный, Мынтеке Южный, Жантерек Северный, Дараймола Восточная, Новобогатинск Юго-Восточный и др. [Воронов и др., 2015].

Нефть установлена во всех отделах триаса, но основные залежи концентрируются в среднем триасе. Установлено, что месторождения обычно приурочены к бессолевым глубоким мульдам в пределах Уило-Эмбинской ступени, характеризующейся умеренными глубинами (до 6.5 км) до подсолевых отложений. В отложениях среднего триаса установлено до десяти продуктивных горизонтов, дебиты нефти при фонтанировании колеблются от 5 до 35 м³. Нефти парафинистые, смолистые, малосернистые Источником нефти, по представлениям всех исследователей и геохимическим данным, являются в основном подсолевые отложения. Миграция началась после накопления мощной толщи пермо‒триаса. Этому способствовали аномально высокие пластовые давления (с коэффициентом аномальности, Ка – 1.8–2.0), разломы в подсолевых отложениях и трещиноватость пород вдоль стенок купола. Таким образом, доказана реальными открытиями высокая перспективность триасовых отложений Прикаспийской впадины.

Большая часть перспективного на нефть и газ триасового разреза Прикаспийской впадины в настоящее время еще не изучена.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Современное распространение триасовых отложений в грабенообразных впадинах Туранской и Скифской молодых платформ, а также присутствие в разрезе вулканогенных пород, способствовало возникновению устойчивого представления у ряда исследователей о проявлениях здесь в триасовое время рифтогенеза. Под рифтами понимаются крупные структуры растяжения земной коры, проявляющиеся в верхних слоях земной коры и ограниченные сбросами, часто сдвигами и раздвигами. Формирование рифтов начинается с растяжения и интенсивного магматизма. Рифты также отражаются в палеогеографических и седиментационных особенностях и резко увеличенных мощностях.

В раннем и среднем триасе вулканические излияния известны только южнее Восточно-Манычского и Южно-Мангышлакского прогибов, они имеют известково-щелочной характер и связаны с субдукционными процессами на активной окраине ВЕП. Севернее, а также на Мангышлаке и Устюрте имеются только туфы окраинно-континентальных вулканов.

Суммарная мощность отложений триаса в предполагаемых грабенах, в частности в Горном Мангышлаке, сопоставима с мощностями триасовых разрезов Прикаспийской впадины, Устюрта, Северо-Бузачинского свода и кряжа Карпинского. Для названных регионов отмечаются единые закономерности в распределении мощностей и фаций триасовых отложений. При этом характерно, что предполагаемые рифты секут фациальные зоны под крутыми углами, что для рифтов не характерно.

Палеогеографические построения для территории Скифско-Туранской платформы и Прикаспийской впадины на триасовое время рисуют единый эпиконтинентальный бассейн (Палеокаспий). Для бассейна Палеокаспия характерно устойчивое положение его внешних границ. В ходе его эволюции изменяются очертания областей с морским и континентальным типом осадконакопления, а также солевой состав и гидродинамический режим морских водоемов, но размеры бассейна остаются сходными. Таким образом позднем палеозое-начале мезозоя в Каспийском регионе формировался мощный (до 3‒5 км) покров осадочных пород.

Повышенные мощности триаса связаны с Донбасс-Туаркырским палеозойским рифтом, завершившим свое основное развитие в конце карбона‒начале перми. Триасовые отложения плит нарушены разломами амплитудой до 2 км, местами имеют повышенную дислоцированность. При этом характерной структурой являются односторонние грабенообразные прогибы протяженностью в сотни и шириной во многие десятки километров. Эти прогибы нередко трактуются как рифтогенные. Наиболее крупные Восточно-Манычский и Южно-Мангышлакский прогибы примыкают к позднедевонско-каменноугольному Донбасс-Туаркырскому рифту с юга по ступенчатым разломам амплитудой до 2 км. Однако увеличение мощностей к разломам (как всего триаса, так и отдельных его горизонтов) свидетельствуют о постседиментационном формировании этих прогибов и отсутствии связи с процессами рифтогенеза. Современное распределение мощностей триасовых отложений является следствием предъюрской эрозии: максимальные мощности триасовых отложений приурочены к узким приразломным грабенообразным прогибам, а минимальные – к наиболее эродированным участкам предъюрского рельефа.

В Восточном Предкавказье и на Южном Мангышлаке фонд антиклинальных структур по триасу практически исчерпан. Выявление новых месторождений возможно в стратиграфических ловушках, в том числе биогермных. Наиболее перспективны триасовые отложения в Прикаспийской впадине в структурно-седиментационных ловушках по периферии соляных куполов.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Исследования проведены в рамках государственного задания ГИН РАН.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы данной работы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

Об авторах

М. П. Антипов

Геологический институт РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: mpantipov@yandex.ru
Россия, Пыжевский пер., 7. стр. 1, Москва, 119017

В. А. Быкадоров

Геологический институт РАН

Email: vbykadorov@yandex.ru
Россия, Пыжевский пер., 7. стр. 1, Москва, 119017

Ю. А. Волож

Геологический институт РАН

Email: yvolozh@yandex.ru
Россия, Пыжевский пер., 7. стр. 1, Москва, 119017

И. С. Патина

Геологический институт РАН

Email: ira_patina@mail.ru
Россия, Пыжевский пер., 7. стр. 1, Москва, 119017

В. В. Фомина

Геологический институт РАН

Email: valery.fomina17@gmail.com
Россия, Пыжевский пер., 7. стр. 1, Москва, 119017

Ф. М. Барс

Российский государственный университет нефти и газа (НИУ) им. И.М. Губкина

Email: bars.f@gubkin.ru
Россия, Ленинский просп., 65, корп. 1, Москва, 119991

Список литературы

Дополнительные файлы