CC BY
97
УДК 551.242.11+551.247.1 (1-925.21)
ВОЗРАСТ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ СОЛЯНОКУПОЛЬНЫХ СТРУКТУР ЧУ-САРЫСУЙСКОЙ ВПАДИНЫ (ЦЕНТРАЛЬНЫЙ КАЗАХСТАН)
В.А. Быкадоров, Ю.А. Волож, М.П. Антипов
Геологический институт РАН, Москва Поступила в редакцию 12.05.14
На основании новых сейсмических материалов МОГТ и бурения, а также анализа всех имеющихся опубликованных геолого-геофизических материалов обосновано развитие в пределах Чу-Сарысуйской впадины двух групп пространственно разобщенных солянокупольных структур с ядрами пермского на северо-западе и девонского возраста на юго-востоке, а не только девонского, как полагали ранее. Показана решающая роль сдвиго-надвиговых процессов в развитии пермских соляных куполов на северо-западе Чу-Сарысуйской впадины.
Ключевые слова: Чу-Сарысуйская впадина, соляные купола, надвиги, сдвиги, Казахстан.
Введение
Чу-Сарысуйская впадина расположена на докемб-рийском сиалическом блоке внутри раннепалеозой-ского Казахстанского композитного континента (Атлас..., 2002). Впадина выполнена сравнительно слабо дислоцированным верхнедевонско-пермским карбо-натно-терригенным доплитным комплексом пород мощностью до 4—5 км. На доплитном комплексе почти повсеместно залегает маломощный мел-кайнозойский чехол. Доплитный комплекс начинается терри-генными соленосными континентальными отложениями верхнего девона, на Нижне-Чуйском поднятии они образуют соляные присдвиговые купола. Однако до последнего времени в литературе остались представления о наличии верхнедевонских куполов в северо-западной части впадины (Кокпансорский прогиб). Авторы с использованием сейсмических и буровых данных многие годы изучали строение впадины в связи с перспективами ее нефтегазоносности. Анализ материалов позволил нам прийти к выводу, что в Кок-пансорском прогибе (кроме юго-востока) отсутствуют верхнедевонские отложения, а известные здесь соляные купола, в том числе Сарысуйские, являются пермскими, сформированными надвиговыми движениями.
История изучения
Сарысуйские купола впервые обнаружены и описаны Б.А. Петрушевским в 1937 г. (Петрушевский, 1938). Они расположены в 120 км к юго-западу от г. Джезказгана и в 20—25 км к югу от выходов палеозоя в пределах Улутауского поднятия. Купол Рахметнура имеет овальную форму и размеры в поперечнике до 1 км. В его своде обнаружены гипсы, окруженные гривками известняков с фауной позднего визе. Известняки интенсивно дислоцированы и раздроблены. Углы падения слоев меняются от 30 до 90°. Гипсы также интен-
сивно перемяты. Контакт гипсов и известняков плохо обнажен, но, по мнению Б.А. Петрушевского, он тектонический.
Купол Бурейнак находится в 6—7 км юго-восточнее Рахметнуры, он имеет форму овала размером 1000x650 м и сложен интенсивно дислоцированными (75—80°) гипсовыми слоями, имеющими кольцевые простирания. В гипсах отмечаются короткие, перемятые как и гипсы, маломощные (2—3 см) слойки серых глинистых известняков с однообразной, не характерной для визе фауной моллюсков. Купола окружены кольцами маломощных верхнемеловых и палеогеновых песчано-глинистых отложений, имеющих углы падения 5—7 иногда до 10—12°.
Учитывая особенности строения бугров Рахметну-ра и Бурейнак (округлые формы, понижения и гипсы в центре, перемятость пород), Б.А. Петрушевский высказал предположение, что это соляные купола и под гипсами должны быть соляные ядра. Предполагаемая соль и гипсы над нею отнесены им условно к девону, так как они, по его мнению, прорвали мощную толщу известняков нижнего карбона. Следует отметить, что до начала 1960-х гг. в палеозойских разрезах Чу-Сарысуйской впадины и соседних районов соль не была известна.
В 1938 г. с Сарысуйскими куполами ознакомился К.И. Сатпаев. Он обратил внимание на то, что в гипсах Бурейнака и Рахметнуры имеются включения пород, характерных для пермских отложений региона: темно-серых слоистых мергелей, серого оолитового известняка без фауны, темного мергелистого песчаника и глинистого известняка без фауны (Сатпаев, 1939). В то же время известняков с характерной фауной визе в гипсах, по мнению К.И. Сатпаева, не было найдено. Эти пермские пласты, по его наблюдениям, смяты с гипсами в едином структурном плане. В результате К.И. Сатпаев пришел к правильному с современных позиций выводу о том, что гипсы Рахметнуры
и Бурейнака аналогичны разрезам пермского Мамон-ского гипсового месторождения, расположенного в 85 км севернее куполов.
Таким образом, с самого начала изучения Сары-суйских куполов были высказаны весьма различные точки зрения на их природу и возраст генерировавших их солей.
Эта дискуссия имела не только теоретическое, но и практическое значение (с точки зрения нефтегазонос-ности). В связи с этим в Геологическом институте АН СССР в 1939 г. работала комиссия в составе Н.С. Шат-ского, В.В. Меннера и А.Л. Яншина. Комиссия пришла к следующим выводам (Зайцев, 1940):
— структуры Рахметнура и Бурейнак являются типичными куполами с диапировыми ядрами протыкания, окончательно сформировавшимися в послемеловое время;
— возраст гипсов не может быть моложе, чем визей-ский, и, вероятно, гипсы и карбонаты нижнего карбона имеют нормальные стратиграфические контакты;
— необходимы дополнительные разведочные работы на куполах.
На основании этого заключения Н.С. Зайцев провел на куполах достаточно детальные геологические исследования с проходкой неглубоких горных выработок. Необходимость последних диктовалось плохой обнаженностью. Его статья (Зайцев, 1940) остается до настоящего времени трудом, наиболее полно освещающим геологию дневной поверхности Сарысуйских куполов. В большинстве случаев, по его наблюдениям, каменноугольные известняки на куполе Рахметнура под крутыми (50—70°) углами налегают на гипсы. Контакты гипсов с известняками неровные, бугристые, сами контакты имеют более крутые углы падения, чем вышележащие известняки. В приконтакто-вой части развиты зоны дробления пород мощностью до 2—3 м, состоящие из обломков известняков, мергелистых глин и перетертого тонкого глинисто-извест-ковисто-гипсоносного, иногда рассланцованного материала. Все это позволило Н.С. Зайцеву обоснованно рассматривать контакты гипсоносной и карбонатной толщ как тектонические, а не стратиграфические. Гип-соносная толща Бурейнака, по Н.С. Зайцеву, аналогична таковой Рахметнуры, она также интенсивно дислоцирована с падением пластов до 70—80°. Выше гипсов установлены разрозненные крупные глыбы визейских известняков. Несмотря на тектонические контакты, Н.С. Зайцев считал, что гипсы древнее верхневизей-ских известняков, и не допускал, как К.И. Сатпаев, их более молодого возраста. Следует иметь в виду, что горизонтальные перемещения в 40-е годы ХХ столетия были не в моде. Н.С. Зайцев поддержал представление Б.А. Петрушевского о проявлении диапиризма на рассматриваемых куполах. Основной причиной формирования Сарысуйских куполов Н.С. Зайцев считал варисцийские тектонические процессы, хотя он не отрицал и возможность галокинеза.
В конце 1950-х гг. в Чу-Сарысуйской впадине начинаются планомерные геолого-геофизические работы с целью изучения ее нефтегазоносности и меденос-ности. В 1959—1961 гг. на Нижне-Чуйском поднятии (купол Бестюбе) были вскрыты несомненно верхнедевонские соленосно-терригенные отложения мощностью более 1500 м.
В 1962 г. в своде купола Рахметнура скв. Ю-19 прошла сначала 212 м сильно перемятых гипсов с ксенолитами серых глинистых известняков и глин. Ниже до забоя (212—779 м) пройдена немая толща каменной соли со следами течения, с прослоями ангидритов и ксенолитами глинистых известняков. По аналогии с куполом Бестюбе соленосная толща Сарысуйских куполов многими исследователями условно рассматривалась как верхнедевонская или нижнекаменноугольная (Геологическая карта..., 1980; Геология СССР, 1971а, 1972; Дитмар, 1966; Ли и др., 1982).
В эти же годы в северной (джезказганской) и южной (муюнкумской) частях Чу-Сарысуйской впадины были вскрыты пермские соли. В южной и северо-восточной частях впадины возраст и пластовый характер залегания пермских солей не вызывал и не вызывает сомнений. В северо-западной части впадины (Кок-пансорский прогиб) возраст и условия залегания солей остаются предметом дискуссии. В восточной части прогиба вблизи Восточно-Улутауского сдвига в скв. Ю-1 вскрыт соляной Джезказган-Карокаинский купол с мощностью соленосных отложений более 1350 м. Ю.А. Зайцев и др. относили соленосные отложения, пройденные скв. Ю-1, к перми (жиделисайской свите) на основании переслаивания солей с красноцветами (Большой Джезказган..., 1961). Н.Л. Габай и И.В. Орлов считали, что пермская соль повсеместно имеет исключительно пластовый характер залегания, поэтому соляной купол (Джезказган-Каракоинский) в районе скв. Ю-1 они связывали с внедрением в пермские соли солей из более глубоких, вероятно, каменноугольных горизонтов (Большой Джезказган..., 1961). Этим они объясняли здесь перемятость пермских солей. Представления о пластовом характере пермских соленосных отложений и широком проявлении нижнекаменноугольных (или верхнедевонских) соляно-купольных структур (включая Сарысуйские купола) Н.Л. Габай и ряд карагандинских геологов излагали неоднократно (Габай, 1974а, б; Геологическая карта..., 1980, Геология СССР, 1972).
Серия работ о Сарысуйских куполах и пермских соленосных отложениях Джезказганского района и Чу-Сарысуйской впадины была опубликована в 1960-х гг. В.И. Дитмаром с соавторами (Варенцов и др., 1963; Дитмар, 1966; Дитмар, Тихомиров, 1967). На основании сопоставления с Нижне-Чуйскими разрезами верхнедевонской соленосной толщи В.И. Дитмар отнес гип-соносно-соленосный комплекс Сарысуйских куполов также к верхнему девону и, возможно, к низам карбона. Купол Рахметнура, где была вскрыта мощная соле-носная толща с гипсами, он рассматривал как типич-
ный соляной купол, прорывающий нижний карбон вплоть до верхнего визе. Что касается центральной части Джезказганского района, то здесь В.И. Дитмар, как и карагандинские исследователи, допускал возможность формирования солянокупольных структур (криптодиапиров) за счет девонских и пермских солей.
Важная геологическая информация о строении пермских отложений северо-западной части впадины получена при геологических съемках масштаба 1:200 000, в частности по листу L-42-VПI, непосредственно примыкающему к району Сарысуйских куполов и на котором пробурена скв. Ю-1, подтвердившая наличие здесь соляного купола (точнее подушки) (Иванушко и др., 1964). Главной особенностью геологической структуры листа являются многочисленные субмеридиональные сравнительно пологие синклинали, сложенные мергелями кингирской свиты (верхняя пермь), и разделяющие их узкие крутые антиклинали из пород красноцветной жиделисайской свиты (нижняя пермь). Эти особенности структуры пермских отложений А.С. Иванушко и др. (1964) обоснованно, на наш взгляд, объясняют орогеническими процессами в конце перми и обусловленными ими течением соли. Возраст верхней части соленосных отложений в скв. Ю-1, по мнению А.С. Иванушко, пермский, жиделисайский, а возраст нижней части — турнейский или фаменский. Позднее по сейсмическим данным установлено, что эти пермские структуры являются дисгармоничными (за счет течения пермских солей) по отношению к более спокойно залегающим отложениям карбона.
В 1982 г. вопросы строения соленосных отложений рассмотрены в книге А.Е. Ли и др. (1982). Соленосно-терригенную толщу Нижне-Чуйского поднятия с соляными подушками они отнесли к фамену и нижнему турне. Описывая разрезы этого возраста в юго-восточной части Кокпансорского прогиба, авторы отмечают пластовый характер развитой здесь галогенно-глини-стой толщи мощностью до 150—350 м и преобладание в ней глинистой составляющей (структуры Придорожная, Южно-Придорожная). Купола Рахметнура и Бурейнак, по их мнению, также сформированы фаменско-нижнетурнейской солью.
Последняя статья о Сарысуйских куполах вышла в 1988 г. (Парагульгов и др., 1988). Ее авторы посетили район куполов. Из известняков М.М. Марфенковой выделены фораминиферы серпуховского яруса. На основании согласного, по их мнению, залегания серпуховских известняков и гипсов авторы статьи (Па-рагульгов и др., 1988) пришли к выводу о серпуховском возрасте эвапоритов Сарысуйских куполов и их пластообразном, а не диапировом характере. Как показано выше, только Н.С. Зайцеву с применением горных работ удалось установить реальную картину строения контактной зоны между серпуховскими известняками (ранее относившихся к верхнему визе) и гипсами. Им однозначно установлен тектонический характер контакта с тектонической брекчией, состоящей из обломков известняков и мергелей, сцементи-
рованных рассланцованным гипсово-известко-гли-нистым материалом. Эту брекчию Х.Х. Парагульгов и др. (1988) рассматривали как «кепрок». Таким образом, и эта статья не дает обоснованного ответа на возраст гипсов и солей Сарысуйских куполов.
Приведенный обзор публикаций показывает, что практически все исследователи датировали соленос-но-гипсоносную толщу Сарысуйских куполов фаме-ном, турне, визе или серпуховским ярусом. Только К.И. Сатпаев по характерным включениям и сопоставлению относил ее к перми.
Характеристика соленосных комплексов
Во впадине установлены две соленосные толщи — верхнедевонская лагунная и пермская континентальная (рис. 1). Верхнедевонские соленосно-терригенные отложения достоверно установлены по скважинам в юго-восточной части Кокпансорского, в южной части Тесбулакского и северо-западной части Муюн-кумского прогибов и на Нижне-Чуйском поднятии. В краевых частях впадины соль замещается ангидритами с прослоями карбонатов. Наиболее мощный разрез верхнего девона вскрыт на Нижне-Чуйском поднятии (Дитмар, 1966; Ли и др., 1982; Шахов, Ржан-никова, 1974). Нижняя его часть на этом поднятии в скв. 4г Бестюбе сложена красноцветными аргиллитами, алевролитами, реже песчаниками и известняками мощностью более 600 м. Выше залегает соленосная толща (620 м), состоящая из соли с прослоями доломитов, аргиллитов и алевролитов. Завершает разрез надсолевая пачка зеленовато-серых алевролитов с пластами каменной соли, аргиллитов и известковистых доломитов с органическими остатками. В юго-восточной части Кокпансорского прогиба и на северном погружении Тастинского поднятия (структуры Оп-пак, Южно-Придорожная, Сев. Ортасынырли) нижняя часть толщи верхнего девона представлена крас-ноцветными глинистыми песчаниками, аргиллитами и глинистыми доломитами мощностью 150—200 м. Соленосная часть верхнего девона имеет максимальную для этого района мощность в 615 м на структуре Южно-Придорожной, где она представлена переслаиванием галита (50%) с аргиллитами, известняками, песчаниками и ангидритами. В 20—30 км севернее на структурах Придорожная и Северо-Придорожная соленосно-терригенная толща сокращается в мощности до 150—300 м, причем аргиллиты преобладают над галитом (70%). Самым северным пунктом, где установлена верхнедевонская соленосная толща мощностью около 50 м, является скважина на структуре Сорбулак (Ли и др., 1982). На остальной части Кок-пансорского прогиба, по нашим исследованиям, из разреза выпадают как соленосные, так и терригенные породы верхнего девона, и здесь на фундамент ложатся терригенно-карбонатные морские отложения нижнего карбона (структуры Булак, Тамгалытар, Те-реховская, Кызылкак, Милибулак) (рис. 3, 4). Отсут-
Рис. 1. Обзорная схема Чу-Сарысуйской впадины: 1 — складчатое обрамление Чу-Сарысуйской впадины; 2 — выходы на дневную и домеловую поверхности нижнекаменноугольных отложений; 3 — пермские соляные купола (Д-К — Джезказган-Каракоинский, Св — Северный, Р — Рахметнура, Б — Бурейнак, Тз — Тенизжир, Мн — Монак, Бк — Бактыкарын, Бл — Булак); 4 — месторождения горючего газа (Ам — Амангельды, Ай — Айракты, Ж — Жаркум, Ан — Анабай, М — Малдыбай, Пр — Придорожное, Ор — Орталык, Зо — Западный Оппак); 5 — локальные структуры с глубокими скважинами: (Кз — Кзылкак, Мл — Милибулак, Бс — Бестакыр, Тр — Тереховская, Тм — Тамгалытар, Ср — Сорбулак, Сор — Сев. Ортасынырли, Скр — Сев. Каракаинская, Юп — Южно-Придорожная, Из — Изыкыр, Оп — Оппак, Кт — Катынкамыс, Оз — Озерная, Б — Барс, Суч — Сев. Учарал, Уч — Учарал, Тг — Тогузкен, Ак — Акбий, Км — Кумурлы); 6 — структуры с верхнедевонскими соленосными отложениями (Ст — Сокыр-Тюбе, Кч — Кызымчек, Км — Каменистая, Кт — Койтас, Б — Бестюбе, Ч — Чуйская, Кл — Колькудук, Т — Тантай); 7 — границы верхнедевонских соленосных отложений; 8 — границы пермских соленосных отложений; 9 — основные разломы (а — сдвиги, б — надвиги), цифры в кружках: 1 — Джезказган-Кокшетауский сдвиго-надвиг, 2 — Западно-Улутауский надвиг, 3 — Кумолинский надвиг, 4 — Каройский надвиг, 5 — Сузакский сдвиг, 6 — Главный Каратауский сдвиг; 10 — прочие разломы; 11 — отдельные скважины и их номера; 12 — линии разрезов, представленных в тексте
ствуют верхнедевонские отложения на большей части Тесбулакского прогиба, в Сузакско-Байкадамском прогибе, на Центрально-Сарысуйском поднятии и в обнажениях западного обрамления Кокпансорского прогиба. Повсюду на докембрийских толщах залегает терригенно-карбонатный комплекс турне.
Пермские соленосные отложения установлены во всех прогибах за исключением их узких краевых частей. На Тастинском, Нижне-Чуйском и Бугуджиль-ском поднятиях они отсутствуют, вероятно, за счет
последующей денудации в конце перми—триасе. Строение пермских отложений (в том числе соленосного звена) на севере и юге впадины существенно отличается. В южной части (Муюнкумский и Сузак-Бай-кадамский прогибы) они имеют четкое трехчленное строение: подсоленосная терригенная, соленосная и надсоленосная терригенная толщи (Геология СССР, 1971а; Ли и др., 1982). Подсоленосная толща мощностью 150—600 м представлена красноцветными алевролитами, аргиллитами, мелкозернистыми песчани-
ками, встречаются небольшие прослои глинистых известняков, кислых туфов. В верхней части толщи Г.В. Сакулина и Л.Н. Ржанникова обнаружили спо-рово-пыльцевые комплексы кунгурского или кун-гурско-казанского возраста (Геология СССР..., 1971а). Соленосная толща в южной части впадины представлена частым переслаиванием каменной соли с красно-цветными алевролитами, аргиллитами, песчаниками, реже — глинистыми известняками. Общая мощность толщи изменяется от 200—300 до 900 м, на долю соли приходится от первых до 200—300 м (в центре Муюн-кумского прогиба). Мощность отдельных слоев соли достигает 28 м. В северной части Муюнкумского прогиба в соленосной толще перед накоплением надсо-левого комплекса выработаны глубокие (до 300 м) врезы. Надсоленосная толща представлена красноц-ветными часто загипсованными алевролитами, аргиллитами и местами косослоистыми песчаниками общей мощностью от 40 до 560 м. Подсоленосную и соленосную толщи перми южной части впадины следует, вероятно, коррелировать с жиделисайской соле-носной свитой Джезказганского района, относимой к нижней перми.
В северной части Чу-Сарысуйской впадины пермские отложения подразделяются на две свиты: нижнюю жиделисайскую, красноцветную терригенно-соленос-ную и верхнюю кингирскую сероцветную терриген-но-карбонатную (Габай, 1974а; Геологическая карта..., 1980; Дитмар, 1966). Жиделисайская свита представлена красноцветными алевролитами, аргиллитами и мелкозернистыми песчаниками. В верхней большей части свиты эти породы переслаиваются с каменной солью и гипсами. Мощность свиты 300—800 м, в куполах до 1000 м и более. Возраст по спорово-пыльцевым комплексам и отпечаткам растений устанавливается как нижнепермский. Восточнее Кокпанскорского прогиба соленосные пласты постепенно замещаются терригенно-гипсоносными. На западе мощные соле-носные отложения прослеживаются до обнажений карбона. Кингирская свита сложена серыми мергелями, известковистыми алевролитами и реже песчаниками. В нижней части свиты отмечаются гнезды и линзы каменной соли, гипса и глауберита. По спорово-пыль-цевым комплексам свита близка к кунгурским отложениям Приуралья, но из верхних горизонтов определены пресноводные пелициподы верхней перми и остракоды перми. На этом основании В.М. Бекман и Н.Л. Габай относят кингирскую свиту к кунгуру — верхней перми (Геологическая карта..., 1980). Континентальный характер пермских отложений впадины и обусловленные этим быстрые фациальные переходы затрудняют их датировку и корреляцию. Но, по нашему мнению, опирающемуся и на сейсмические материалы, всю соленосную толщу в Джезказганском районе следует рассматривать в составе нижнепермской жиделисайской свиты. В ее кровле и подошве прослеживаются отражающие горизонты. Это позво-
ляет надежно определять форму и возраст соляных тел. Кингирскую свиту (без соленосного низа) в таком случае можно отнести к верхней перми.
Особенности строения верхнедевонских соленосных отложений
Строение и распространение соленосных отложений верхнего девона во впадине контролируются региональным разломом северо-западного простирания. Этот разлом выделен по геофизическим и геологосъемочным материалам в 1960-х гг., в Джезказганской части он назван Восточно-Улутауским, южнее — Джезказган-Кокшетауским, или Кокшетауским (Баки-ров, 1974). В палеозойском осадочном чехле северная часть разлома характеризуется торцовым сочленением складок. К юго-западу от разлома развиты узкие крутые складки близмеридионального, улутауского направления. К востоку от Восточно-Улутауского разлома складки становятся пологими с субширотным простиранием. По бортам крупных северо-восточных структур (Центрально-Сарыусуйские и др.) по сейсмическим данным прослежены малоамплитудные (150—160 м) разломы того же направления (рис. 1). Амплитуда Восточно-Улутауского разлома к северу от Тастинского поднятия не превышает 200—300 м. По Ю.А. Зайцеву (Геология СССР..., 1972), разлом прослеживается несколько западнее Джезказганской синклинали и далее на север, где разделяет широтные дислокации Сарысу-Тенизского водораздела и субмеридиональные складки Улутау. Южная часть Вос-точно-Улутауского разлома является границей между Тастинским поднятием на западе и Тесбулакским прогибом и Нижне-Чуйским поднятием на востоке. Амплитуда смещения по разлому здесь возрастает до 500—700 м (рис. 2, 3). Самая южная часть разлома подворачивает к востоку и становиться субширотной.
С Нижне-Чуйским поднятием связана основная область развития соленосных отложений верхнего девона. Вторая небольшая область с верхнедевонской солью установлена по сейсмическим и буровым данным в юго-восточной части Кокпансорского прогиба (рис. 1, 3). Разобщенность этих областей с верхнедевонской солью послужила нам одним из оснований для отнесения Восточно-Улутауского разлома к пра-восдвиговой структуре (Атлас..., 2002). Вторым основанием является отмеченная выше различная ориентировка складок по обе стороны от него. В пользу сдвигового характера разлома свидетельствует также структура Нижне-Чуйского поднятия. При ширине около 100 км на поднятии выделяется шесть кулисоо-бразно расположенных, узких синклинальных и антиклинальных, крутых субширотных галокинетиче-ских складок, осложненных взбросами (рис. 2). Формирование сдвига и Нижне-Чуйских складок связано, по нашему мнению, с позднепермским орогенезом в Южном Тянь-Шане.
Рис. 2. Сейсмогеологический разрез Нижне-Чуйского поднятия и северной части Муюнкумского прогиба. На поднятии девонские со-леносные подушки (без прорыва турне), в прогибе терригенный верхний девон (фамен) и пластовая пермская соль: 1 — соленосные отложения; 2 — газовые залежи; 3 — стратиграфические индексы; 4 — разломы; 5 — буровые скважины и их названия
с с Р2кп 1
ÏVVVVVV4 1 с с 2 3 4 \ 5 I
Рис. 3. Сейсмогеологический разрез центральной части Кокпансорского прогиба. Разрез иллюстрирует распространение верхнедевонских соленосных отложений, надвиговый характер западного борта прогиба и наличие здесь пермских соленосных куполов (подушек): 1 — докембрийско-нижнепалеозойское основание; 2 — соленосные отложения; 3 — мезо-кайнозойские отложения; 4 — стратиграфические индексы; 5 — разломы; 6 — буровые скважины и их названия
Анализ сейсмических данных показал, что в других частях Чу-Сарысуйской впадины соленосные верхнедевонские отложения отсутствуют, а относимые к ним отложения в Сарысуйских и других куполах на северо-западе, как будет показано ниже, являются пермскими. Амплитуда сдвига по разобщенности верхнедевонских соленосных отложений не превышает 120 км. На юго-востоке надвиг ограничен Чу-Илий-ским разломом.
Строение пермских соленосных отложений
На большей части впадины пермские соленосные отложения имеют пластовый характер. Это установлено по скважинам еще в 1960-х гг. и подтверждено впоследствии сейсмическими данными. Однако в Кок-пансорском прогибе ситуация иная, так как его с запа-
да и востока ограничивают сдвиго-надвиговые зоны позднепермско-триасового возраста. На западе это Западно-Улутауский надвиг, на востоке — Восточно-Улутауский сдвиг. В Кокпансорском прогибе высокая интенсивность тектонических деформаций обусловлена влиянием обеих систем разломов. Особенно интенсивными деформациями характеризуется западная часть прогиба, что обусловлено надвигами по Запад-но-Улутаускому и Кумолинскому разломам — отголоскам уральской орогении. Под влиянием надвигов эта часть прогиба в перми активно опускалась и здесь накопилось около 2 км осадков. При этом в мульдах основная часть разреза (до 1500 м) сложена плотными (2,6—2,7 г/см3) кингирскими мергелями, а в антиклиналях — наоборот резко возрастает (до 1200-1500 м) мощность нижней соленосной жиделисайской свиты, имеющей низкие плотности (2,2-2,3 г/см3) (рис. 3, 4).
Такие резкие изменения мощностей связаны с течением соленосной толщи, обусловленным тектоническими (надвиги) и галокинетическими процессами. В результате в Кокпансорском прогибе пермские отложения залегают дисгармонично по отношению к нижележащим отложениям карбона.
Надвигово-складчатый характер западного борта Кокпансорского прогиба с формированием пермских соляных куполов подтверждается геологическими, сейсмическими и буровыми материалами. Особенно интенсивная складчатость отмечается в полосе шириной 10—20 км между Западно-Улутауским и Кумо-линским надвигами. В обнаженной части этой полосы по материалам геолого-съемочных работ (Иванушко и др., 1964) отложения карбона и нижней перми при меридиональном простирании круто (30—60°) падают как на восток (в основном), так и на запад, образуя узкие антиклинали. Восточнее, вплоть до Восточно-Улутауского правого сдвига большую часть площади занимают сравнительно пологие (до 20—30°) и широкие (10—20 км) синклинали, сложенные кингирски-ми мергелями. Днища мульд пологие (до 10°, чаще менее). Между этими синклиналями расположены субмеридиональные узкие (3—5 км) крутые (60—70°) антиклинали, образованные красноцветными соле-носно-терригенными отложениями жиделисайской свиты. Таким образом, материалы геологической съемки со всей очевидностью указывают на интенсивные тектонические движения в западной части Кокпансорского прогиба и на развитие в связи с этим дисгармоничных складок в пермских отложениях. Эти дисгармоничные соленосные складки (валы) характеризуются отрицательными гравиметрическими аномалиями. На одном из таких валов (Джезказган-Каракоинском) пробурена скв. Ю-1, вскрывшая со-леносную толщу мощностью более 1350 м.
В конце 1970-х гг. и позднее в Чу-Сарысуйской впадине выполнены сейсмические профили МОГТ, позволившие почти повсеместно осветить строение палеозойских отложений вплоть до фундамента. Ранее
из-за невысокой разрешающей способности сейсморазведки в Кокпансорском прогибе были получены неоднозначные данные. В районе скв. Ю-1, по сейсмическим данным МОГТ, установлено, что соленос-ный купол сложен только пермской (жиделисайской) солью, а отложения древнее турне здесь отсутствуют, что установлено глубокими скважинами на соседней структуре Кызылкак (рис. 4). Вплоть до Улутау отсутствуют девонские отложения, а по Западно-Улутаус-кому разлому докембрийские толщи Улутау надвинуты на палеозой. Судя по сейсмическим и геологическим данным, сместитель падает на запад под углом 60—80°. В приразломной части палеозой смят в узкие протяженные складки с восточной вергентностью (Геология СССР..., 1972). По Кумолинскому разлому фиксируется надвигание отложений карбона на пермь с образованием дисгармоничной (соляной) складки в жиделисайской свите (рис. 4).
Для изучения предполагаемых соляных куполов на юго-западе Кокпансорского прогиба Южно-Казахстанской нефтеразведочной экспедицией было пробурено 13 специальных скважин глубиной до 2 км. Они расположены вдоль западного борта Кокпансорского прогиба от структур Булак и Катынкамыс на юге до структур Манак и Тенизжир на севере (в 25—50 км южнее Рахметнуры). С учетом сейсмических данных было подтверждено наличие здесь вплоть до Западно-Улутауского и Кумолинского разломов мощных (до 2 км) пермских отложений, в том числе кингирских карбонатных и жиделисайских соленосных. Мощность последних в подушках достигает 1000—1200 м, в мульдах соль выдавлена и мощность свиты сокращается до 200—300 м. Соответственно в мульдах кингирские се-роцветные мергели имеют мощность до 1500 м (рис. 3), а на подушках она резко сокращается. Такие подушки установлены в районе вышеупомянутых структур. В жиделисайской свите отмечены брекчирование, следы течения, крутые углы падения (30—70°), в то время как в кингирской свите они составляют 7—15°. Это подтверждает течение соли. Западнее по карти-
Рис. 4. Сейсмогеологический разрез района Сарысуйских куполов (северная часть Кокпансорского прогиба). На разрезе видно отсутствие верхнедевонских отложений, пермская соль отжата из кингирских мульд и образует соляные купола, в том числе у Кумолинского разлома (Северный) и в районе скв. Ю-1 (Джезказган-Каракоинский); на западе на соленосные отложения надвинуты отложения карбона, подошва перми залегает согласно с отложениями карбона: 1 — докембрийско-нижнепалеозойское основание; 2 — соленосные отложения; 3 — разломы; 4 — сейсмические отражающие горизонты;
5 — стратиграфические индексы; 6 — буровые скважины и их названия
ровочным скважинам жиделисайские отложения установлены у Кумолинского надвига, где они контактируют с раздробленными серыми известняками турне (Белов и др., 1973).
Обсуждение
Западно-Улутауский разлом (надвиг) отделяет выходы докембрийских пород от толщ карбона и перми, маркируя современную границу Кокпансорского прогиба Чу-Сарысуйской впадины и областей разной степени дислоцированности карбона. К западу от разлома в пределах Улутауского поднятия сохранились отдельные интенсивно дислоцированные узкие субмеридиональные синклинали, сложенные карбонатными отложениями нижнего карбона (Большой Джезказган..., 1961; Геологическая карта..., 1980; Геология СССР..., 1972). Во впадине степень дислоцированно-сти карбона и перми резко ослабевает, кроме узких приразломных зон. Западно-Улутауский надвиг по геолого-геофизическим материалам прослежен далеко на юг под покровом меловых и кайнозойских пород, где он также отделяет выступ докембрийских метаморфических пород от каменноугольных и пермских отложений впадины (рис. 1). Вертикальная амплитуда смещения по разлому достигает 2-3 км, а горизонтальное перемещение по нему составляет первые километры. Надвиговый характер Западно-Улутауского разлома подтверждается скв. 8 (рис. 3), которой вскрыта тектоническая брекчия из крупных глыб известняков с фауной визе и серпуховского яруса размером до 1-1,5 м (по керну) и красноцветного глинистого заполнителя (Коврижных, Дорохова, 1980). Южнее в скв. 7 в зоне Кумолинского надвига также вскрыта тектоническая брекчия из обломков темно-серых известняков разного размера, перемежающаяся с соленосными красно-бурыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами верхнего карбона — перми (Никитин и др., 1978).
Продолжением Западно-Улутауского разлома в хр. Малый Каратау является Каройский разлом северо-западного простирания (Геология СССР..., 1971б). Он также ограничивает с востока зону развития докемб-рийских и нижнепалеозойских отложений с фрагментами интенсивно дислоцированных каменноугольных толщ. Степень деформаций последних растет в северо-восточном направлении при приближении к разлому. К северо-востоку от разлома дислоциро-ванность отложений карбона (и перми) резко снижается. К северо-западу Каройский разлом прослежен по геофизическим и буровым данным под чехлом меловых и кайнозойских пород. Каройский разлом в Малом Каратау представляет собой взброс значительной амплитуды, на границе с Сузак-Байкадамским прогибом амплитуда его составляет 1000-1500 м. Примерно в 100 км к северо-западу от хр. Малый Каратау происходит сочленение Западно-Улутауского и Каройского надвигов по Сузакскому субширотному сдвигу с горизонтальной амплитудой около 20 км.
Аналогичный сдвиг с горизонтальной амплитудой 10-12 км разрывает Западно-Улутауский надвиг в 70 км к северу от Сарысуйских куполов (рис. 1).
Основной этап развития описанной системы надвигов относится к поздней перми, когда завершалось формирование коллизионного Урало-Тяньшаньского орогенного пояса. Связь орогенических движений этого пояса с рассматриваемыми надвигами помимо синхронности подтверждается восточной вергентно-стью надвигов и складок, расположенных западнее и восточнее. Чу-Сарысуйская впадина образовалась в тылу этого пояса как тыловой предгорный прогиб. В пределах орогенного пояса, т.е. к западу и юго-западу от Западно-Улутауского и Каройского надвигов, отмечается интенсивная тектоническая деформиро-ванность девонско-пермских отложений, восточнее, в пределах впадины, деформации резко ослабевают, за исключением принадвиговых полос. Следует отметить, что Западно-Улутауский и Каройский надвиги образуют дугообразное ограничение Чу-Сарысуйской впадины, а расположенный юго-западнее Главный Каратауский разлом имеет четкую линейную форму и сдвиговую природу (рис. 1). Последний сформирован в основном в конце триаса — начале юры и сопровождается серией грабенов, выполненных юрскими тер-ригенными отложениями. Заложение Главного Кара-тауского сдвига связано с коллизией Евразиатского континента и микроконтинента Киммерия (Атлас... , 2002).
С Западно-Улутауским надвигом и его спутником Кумолинским связано формирование пермских Сары-суйских и других куполов в Кокпансорском прогибе. Наличие соляных подушек в пермских отложениях вблизи западного борта Кокпансорского прогиба по сейсмическим данным одним из первых отметил Ю.А. Волож (1978). Он показал, что такие соляные подушки (ядра) резко меняют по латерали скоростную характеристику, что может без учета этого приводить к выделению ложных антиклиналей в подстилающих каменноугольных отложениях, являвшихся объектом поисков в них углеводородов.
Заключение
В Чу-Сарысуйской впадине с учетом новых данных проанализировано строение и распространение верхнедевонской и нижнепермской соленосных толщ. Обоснован сдвиговый характер Восточно-Улутауского разлома.
Подтверждена точка зрения К.И. Сатпаева (1939) о пермском возрасте солей в Сарысуйских куполах. Ряд куполов с пермской солью установлен и в других частях Кокпансорского прогиба. Их формирование произошло в конце перми за счет тектонического нагнетания пермской соли в приразломные складки и надвигания на них известняков нижнего карбона.
Показана решающая роль Западно-Улутауского надвига и Восточно-Улутауского сдвига в формировании соответственно пермских и верхнедевонских со-
ляных куполов. Активные движения по этим разломам обусловлены орогеническими процессами на Урале и Южном Тянь-Шане в конце перми — начале триаса.
Кокпансорский прогиб был наиболее прогнутой в перми частью Чу-Сарысуйской впадины, которую мы
рассматриваем как тыловой предгорный прогиб Урало-Тяньшаньского позднепалеозойского орогена. По Западно-Улутаускому надвигу проходит граница между разными типами складчатости верхнедевонско-пермских отложений: к западу они имеют альпино-типный характер, к востоку — германотипный.
ЛИТЕРАТУРА
Атлас литолого-палеогеографических, структурных, па-линспастических и геоэкологических карт Центральной Евразии. Алматы, 2002. 26 с. + 37 карт.
Бакиров С.Б. Стратиграфия верхнепалеозойских отложений Чуйской впадины и Малого Каратау // Стратиграфия девона, карбона и перми Казахстана. Т. 2. Алма-Ата: Наука, 1974. С. 178-183.
Белов Г.В., Белова Л.А., Беспалов В.Ф. Геологическая и гидрогеологическая карты СССР. М-б 1:200 000, лист L 42-XIII. М.: Недра, 1973.
Большой Джезказган, геология и металлогения / К.И. Сат-паев (ред.). Алма-Ата, 1961. 290 с.
Варенцов М.И., Дитмар В.И., Шмакова Е.И. Сарысуй-ские соляные купола // Докл. АН СССР. 1963. Т. 151, № 2. С. 396-398.
Волож Ю.А. О необходимости учета горизонтального градиента скоростей при построении допермских горизонтов в Кокпансорской депрессии (Чу-Сарысуйская впадина) // Изв. АН Каз. ССР. Сер. геол. 1978. № 2. С. 78-81.
Габай Н.Л. К тектонике северной части Джезказганской впадины // Изв. АН Каз. ССР. Сер. геол. 1974а. № 1. С. 10-18.
Габай Н.Л. Пермь Джезказганского района // Стратиграфия девона, карбона и перми Казахстана. Т. 2. Алма-Ата: Наука, 1974б. С. 184-189.
Геологическая карта Казахской ССР. М-б 1:500 000. Сер. Центрально-Казахстанская. Объяснит. зап. Алма-Ата, 1980. С. 289-291.
Геология СССР. Т. 20. Центральный Казахстан. Кн. 2. М.: Недра, 1972. С. 260-266.
Геология СССР! Т. 40. Южный Казахстан. Кн. 1. М.: Недра, 1971а. 288 с.
Геология СССР Т. 40. Южный Казахстан. Кн. 2. М.: Недра, 1971б. 286 с.
Дитмар В.И. Тектоника и перспективы нефтегазонос-ности Чу-Сарысуйской и смежных депрессий Казахстана. М.: Наука, 1966. 174 с.
Дитмар В.И., Тихомиров В.И. Пермская галогенная формация Южного Казахстана // Литол. и полез. ископ. 1967. № 6. С. 67-76.
Зайцев Н.С. О строении Сарысуйских куполов // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1940. № 5. С. 88-113.
Иванушко А.С., Люльев Ю.Б., Есипчук К.Е. Геологическая карта СССР. М-б 1:200 000, лист L-42-VШ. М.: Недра, 1964.
Коврижных Ю.Г., Дорохова Т.И. Геологическая и гидрогеологическая карты СССР. М-б 1:200 000, лист L-42-XIX. М.: Недра, 1980.
Ли А.Б., Власов В.И., Парагульгов Х.Х. и др. Тектоническое развитие и перспективы нефтегазоносности Чу-Сары-суйской депрессии. Алма-Ата: Наука, 1982. 157 с.
Никитин Е.А., Баранов Н.П., Дорохова Т.И. Геологическая и гидрогеологическая карты СССР. М-б 1:200 000, лист L-42-XX. М.: Недра, 1978.
Парагульгов Х.Х., Ли А.Б., Филипьев Г.П. и др. Природа Сарысуйских соляных куполов // Вестн. АН КазССР. 1988. № 6. С. 53-59.
Петрушевский Б.А. Сарысуйские купола // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1938. № 3. С. 409-433.
Сатпаев К.И. К вопросу о нахождении диапировых складок в Приджезказганском районе // Сов. геол. 1939. № 3. С. 75-80.
Шахов Р.А., Ржанникова Л.Н. Стратиграфия верхнего девона Чуйской впадины // Стратиграфия девона, карбона и перми Казахстана. Т. 2. Алма-Ата: Наука, 1974. С. 55-58.
AGE AND TECTONIC POSITION OF SALT DOME STRUCTURES OF CHU-SARYSU BASIN
(CENTRAL KAZAKHSTAN)
V.A. Bykadorov, Yu.A. Volozh, M.P. Antipov
Analysis of available published geological-geophysical data as well as the new seismic data CDP and drilling allowed making a conclusion that there are two groups spatially separated salt dome structures within the Chu-Sarysu Basin. The Permian salt structures occur in the northwest part of the basin and Devonian ones in the southeast part. The shear-thrust movements play the decisive role in the development history of the Permian salt domes in northwestern Chu-Sarysu Basin.
Key words: Chu-Sarysu Basin, salt domes, overthrust, shear zones, Kazakhstan.
Сведения об авторах: Быкадоров Виталий Алексеевич — канд. геол.-минерал. наук, ст. науч. сотр. ГИН РАН, e-mail: vbykadorov@yandex.ru; Волож Юрий Абрамович — докт. геол.-минерал. наук, гл. науч. сотр. ГИН РАН, e-mail: yvolozh@yandex.ru; Антипов Михаил Петрович — канд. геол.-минерал. наук, ст. науч. сотр. ГИН РАН, e-mail: antipov@ginras.ru
