Геотектоника, 2022, № 1, стр. 68-78

ВВЕДЕНИЕ

Исследованиями последних лет установлено широкое развитие докембрийских образований – террейнов в составе фанерозойских складчатых поясов Европы, южного и юго-восточного обрамления Восточно-Европейской платформы, включая территории Скифской и Туранской плит. Считается, что они являются фрагментами северной поздненеопротерозойско‒кембрийской окраины палеоконтинента Гондвана (Пери-Гондванские террейны) [11, 25, 27, 30, 38], что нашло отражение на многих тектонических построениях и палинспастических реконструкциях [8, 13, 19‒37].

К массивам с докембрийской сиалической корой в пределах Туранской эпигерцинской плиты были отнесены Северо-Устюртский, Южно-Мангышлакский, Карабогазский и другие геоблоки, составляющие до 60‒75% ее площади [1, 3, 5, 12]. Основанием для этого служили данные геофизических исследований прошлых лет, не имевшие высокой точности, а также немногочисленные материалы глубоких скважин, вскрывших породы фундамента.

Ю.Г. Леонов с соавт. [16] предложил новый подход к выделению, а также районированию и формированию консолидированной коры (фундамента) Каспийского региона, составлена тектоническая карта масштаба 1 : 2 500 000. В построениях был использован большой объем сейсмических данных. Обосновано широкое развитие консолидированной коры байкальского возраста, в том числе в пределах Азовско-Каспийского сегмента, куда входит и Карабогазский блок. В пределах данного блока на Песчаномысско-Ракушечном поднятии и в северном Прикарабогазье скважинами вскрыты гнейсы предположительно протерозойского возраста (скважина Тамды-1), кристаллические и метаморфические сланцы верхнего протерозоя (скважины Тамды-1, Южный Аламурын-1, Оймаша-9), в скважине Карши-3 описаны амфиболитовые сланцы, залегающие среди гранитоидов палеозоя [16].

По мнению данных исследователей все это может свидетельствовать в пользу кадомского (байкальского) возраста консолидированной коры Азово-Каспийского сегмента [16].

Другие исследователи считают, что верхнепалеозойские складчато-метаморфические толщи запада Туранской плиты объединяются с верхнепермско‒триасовыми в единый промежуточный структурный комплекс, на основании чего предполагаются высокие перспективы их нефтегазоносности [6, 10].

В наших исследованиях приведены данные о строении Южно-Мангышлакского блока, где фундамент вскрыт на двадцати девяти площадях более чем 150-ю скважинами [22]. Изучение вещественного состава пород фундамента показало, что Южно-Мангышлакский блок сложен относительно слабометаморфизованными терригенными отложеними, прорванными в пределах выступов интрузиями гранитоидов каменноугольного возраста. Были обнаружены обугленные растительные остатки сингенетичной органики в метаморфических сланцах, что, совместно с палеонтологическими данными, указывает на палеозойский возраст пород, слагающих складчатое основание Южно-Мангышлакской нефтегазоносной области [23, 24]. Эти исследования согласуются с данными высокоточной аэромагнитной съемки масштаба 1 : 50 000, зафиксировавшей в пределах структур п-ова Мангышлак линейные аномалии запад‒северо-западного простирания, что не характерно для докембрийских массивов, имеющих крупно-мозаичное магнитное поле [21]. Использование новых геофизических и буровых материалов позволило разработать детальную схему строения эпигерцинского фундамента п-ова Мангышлак с выделением структурно-формационных зон [23].

Целью настоящей работы является изучение природы Карабогазского блока протяженностью ~800 км и шириной до 250 км, расположенного в юго-западной части Туранской плиты. В платформенном чехле ему соответствует одноименный Карабогазский свод. Выполненные исследования позволят упорядочить разнообразие предположений о строении данного блока, уточнить его тектонические особенности как крупного структурного элемента молодой платформы.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Карабогазский свод занимает северную часть Красноводского полуострова, залив Кара-Богаз-Гол и частично прилегающую с северо-запада часть Южно-Мангышлакского плато (рис. 1). Породы фундамента в наиболее приподнятой его части залегают на глубине ≤800 м. Метаморфические породы, слагающие фундамент свода, прорваны многочисленными интрузиями палеозойского возраста.

Рис. 1.

Тектоническая карта Каспийского региона (по данным [2], с изменениями и дополнениями). Показан (контур штрих-линией черным) район исследований. Тектонические структуры (буквы в кружках): БС – Бузачинский свод, МУ – Мангышлакско-Центрально-Устюртская зона, ЮМ – Южно-Мангышлакско-Устюртская система прогибов, ТЗ – Туаркырская зона, СК – Среднекаспийско-Карабогазская антеклиза, ВМ – Восточно-Манычский прогиб, ПС – Прикумская система поднятий, НС – Ногайская ступень, БК – складчатая система Большого Кавказа, КД – Кусаро-Дивичинский прогиб, АП – Апшероно-Прибалханская зона, ЗК – Западно-Копетдагская зона, МК – складчатая система Малого Кавказа, НА – Нижне-Араксинский прогиб, ТЗ – Талышская зона, ЭГ ‒ Эльбурсско-Горганский передовой прогиб, ЗТ – Западно-Туркменский прогиб, ГО – Гограньдаг-Окаремская зона. 1‒4 ‒ фундамент платформенных областей: 1 – раннедокембрийский: а – суша, б – море, 2 – байкальский, 3 – герцинский: а – суша, б – море, 4 – раннекиммерийский: а – суша, б – море; 5–6 ‒ альпийские складчато-покровные системы: 5 – Большой Кавказ и Копетдаг: а – суша, б – море, 6 – Малый Кавказ, Талыш, Эльбурс; 7 – передовые прогибы и впадины: а – суша, б – море; 8 – впадины с корой океанического типа; 9 ‒ разрывные нарушения, соответствующие границам крупных структур; 10 ‒ прочие важные разрывы

Фундамент перекрыт различными горизонтами меловых отложений, сменяемых вверх по разрезу кайнозойскими осадочными толщами. С севера и северо-востока Карабогазский свод опоясан Туаркыр-Караауданской зоной раннекиммерийской складчатости, имеющей чрезвычайно сложное мелкоблочное строение. Предполагается, что такой же зоной является Карашорская система дислокаций, располагающаяся восточнее [23]. Между ними заключен относительно просто построенный блок, в северной части которого выделяется Кумсебшенский выступ с глубиной залегания фундамента менее 2 км, разделяющий Жазгурлинско-Учкудукский и Учтаганский прогибы. В пределах выступа на площадях Кумсебшен и Аламанел фундамент вскрыт глубоким бурением.

На северо-западном склоне Карабогазского свода в отложениях келловея, неокома и апта выявлены небольшие газовые залежи (площади Тамды, Южный Аламурын). В отдельных скважинах отмечались газопроявления из метаморфических пород.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Породы фундамента Карабогазского свода вскрыты в 23-х скважинах (рис. 2). Из них восемь скважин расположены южнее залива Кара-Богаз-Гол на территории Туркменистана (Карши ‒ скв. 1, 2, 3; Омчалы-159, 161, Акпар-1, Дарджа-179, Аджигир-1). Пятнадцать скважин находятся к северо-западу от залива и были пробурены геологоразведочными организациями Казахстана (Тамды ‒ скв. 1, 2; Букбаш ‒ скв. 1, 2, 3; Кудук ‒ скв. 1, 3; Бирбас-1, Южный Аламурын–Джанаорпа ‒ скв. 1‒7).

Рис. 2.

Схема размещения поисково-разведочных площадей и скважин, на которых вскрыты бурением породы фундамента Карабогазского свода. Показано положение (кружки черным): скважин ‒ 1 – Карши (скв. 1), 2 – Карши (скв. 2), 3 – Карши (скв. 3), 4 – Омчалы (скв. 161), 5 – Омчалы (скв. 159); площадей ‒ 6 – Акпар, 7 – Дарджа, 8 – Аджигир, 9 – Южный Аламурын–Джанаорпа, 10 – Бирбас, 11 – Букбаш, 12 – Тамды, 13 – Кудук, 14 – Кумсебшен, 15 – Аламанел. Обозначено (римские цифры): I – Карабогазский свод, II – Кумсебшенский выступ, III – Туаркыр-Караауданская зона, IV – Карашорская зона. 1 – стратоизогипсы поверхности фундамента; 2 – разрывы; 3 – зоны раннекиммерийской складчатости

В более ранних работах приведены результаты исследования состава пород, слагающих фундамент, детально описаны разрезы скважин южной зоны и фрагментарно – разрезы скважин северо-западной зоны [7‒9, 14, 15].

В данной работе мы приводим результаты детальных литолого-петрографических исследований кернового материала. Выполнено его макроописание с определением характерных структур и текстур. Для расчленения и корреляции разрезов использовались материалы геофизических исследований скважин, включающие все виды каротажа. Проведено микроскопическое исследование пород, определен их состав, генезис и степень постседиментационных преобразований. Привлечены данные по определению абсолютного возраста пород и палеонтологические данные.

ОСОБЕННОСТИ ТЕКТОНИКИ И СОСТАВ ВСКРЫТЫХ СКВАЖИНАМИ ПОРОД КАРОБОГАЗСКОГО СВОДА

Метаморфические породы к югу от залива Кара-Богаз-Гол вскрыты только на площади Карши в скв. Карши-3 (см. рис. 2). Они представлены амфиболитовыми сланцами с нематобластовой структурой и состоят из роговой обманки, плагиоклаза и кварца. В некоторых образцах амфиболиты рассланцованы, появляются бластопсаммитовые структуры. В их составе преобладают амфибол актинолит-тремолитового ряда, андезин и кварц. Данные сланцы образовались в результате метаморфизма осадочно-эффузивных пород в амфиболитовой или эпидот-амфиболитовой фации, залегая среди гранитоидов палеозоя, образуя в них, очевидно, ксенолит [8]. Возраст сланцев достоверно не определен и только на основании высокой степени метаморфизма предполагается их докембрийский возраст [8, 9].

В скважинах Карши-1, Омчалы-159,161, Аджигир-1 и Дарджа-179 вскрыты бурением микроклиновые граниты, относящиеся к гранитоидам нормального ряда. Они принадлежат к классу перенасыщенных кремнекислотой пород с разным содержанием щелочей ‒ для гранитов Омчалы характерна обогащенность калием. Состав гранитоидных пород отвечает гранитам и гранодиоритам, в отдельных случаях – гранит-аплитам [8]. Возраст аджигирских гранитов был определен K‒Ar методом по породе и составил 300 ± 10 млн лет [13]. Определение возраста K–Ar методом по биотиту гранитов Омчалы (скв. 161) дало значения в 310‒295 млн лет (C₃) [15]. Для гранитоидов, вскрытых скважиной Карши-1, получены резко отличные значения абсолютного возраста ‒ 440 млн лет, по другим определениям – 310, 313 и 352 млн лет, в связи с чем предполагалось, что в керне скважины присутствуют гранитоиды двух генераций, причем более древние из них, отнесенные к силур-ордовикскому комплексу, образуют ксенолит в молодых каменноугольных генерациях [8]. Возраст гранитов, вскрытых на площади Дарджа, определенный по биотиту, составил 240 млн лет [13].

В скважине Карши-2 вскрыты кварцевые порфиры и фельзиты предположительно позднекаменноугольно–пермского возраста, на площади Акпар ‒ дацит-порфириты [8]. Возраст, определенный K‒Ar методом, оценен в 220 ± 10 млн лет [11].

На территории, располагающейся к северо-западу от залива Кара-Богаз-Гол, фундамент разбурен 15-ю скважинами, при этом имеется описание вещественного состава только тех пород, которые были вскрыты скважиной Южный Аламурын-1 и скважинами Тамды-1, Южный Аламурын-2, Джанаорпа-4 и Букбаш-2, ‒ в итоге, было изучено пять интервалов [9, 13, 14] (см. рис. 2). Материалы по остальным скважинам не изучались. В связи с этим характеристика фундамента этой зоны нами дается более подробно.

Глубина залегания кровли фундамента в данном районе (по материалам бурения) колеблется от 2426 м (скв. Кудук-1) до 2841 м (скв. Букбаш-2). Максимальная вскрытая мощность комплекса составляет 538 м (скв. Тамды-1), минимальная ‒ 76 м (скв. Букбаш-2). В его строении принимают участие магматические породы гранитоидного ряда и первично осадочные толщи, претерпевшие, в различной степени, метаморфические преобразования. Метаморфические породы были вскрыты во всех пятнадцати скважинах, магматические ‒ в восьми скважинах (Тамды-1, 2; Букбаш-1, 2, 3; Бирбас-1, Южный Аламурын‒Джанаорпа-1, 6).

Метаморфические породы темно-серой и черной окраски, реже встречаются зеленовато-серые цвета, обладают четко выраженной сланцеватостью, совпадающей часто с первичной слоистостью. Отложения дислоцированы. Наиболее часто встречаются слои пород, наклоненные под углом ∟45°–65°. Породы плотные (2.80‒2.95 г/см³) и только в кровельной части разреза отмечены значения 2.45‒2.50 г/см³.

Толща флишоидная, в ее состав входят терригенные образования, метаморфизованные в мусковит-хлоритовой субфации зеленых сланцев. При приближении к гранитоидным интрузиям степень их метаморфических преобразований возрастает с появлением минеральных ассоциаций мусковит-биотитовой субфации фации зеленосланцевого метаморфизма. Наиболее распространенными являются следующие типы пород:

‒ микрослюдисто-кварцево-хлоритовый и полевошпато-кварцевые филлиты рассланцованные, лепидо- и гранолепидобластовой структуры;

‒ слюдяные сланцы с фибробластовой текстурой, гранолепидобластовой структурой с маломощными прослоями кварцитов;

‒ кварцево-слюдяные сланцы с прослоями слюдяно-кварцитовых сланцев c отчетливой бластопсаммитовой структурой и сланцеватой, плойчатой, крупночешуйчатой текстурой;

‒ кварц-альбит-серицитовые сланцы с примесью графитистого материала;

‒ биотит-полевошпато-кварцевые сланцы грано- и лепидогранобластовой структуры;

‒ углисто-слюдисто-кварцевые сланцы.

Помимо изученных пород, на площади Южный Аламурын‒Джанаорпа вскрыты:

‒ зеленокаменно измененные эффузивы основного и среднего состава (скв. Джанаорпа-4, интервал глубин 2741‒2748 м);

‒ кварц-альбит-хлорит-актинолитовые роговики нематогранобластовой структуры неясно узловато-сферолитовой текстуры (скв. Южный Аламурын-1, интервал 2680‒ 2683 м).

В породах отмечены промежутки, сложенные хлорит-кварц-альбитовой массой микрогранобластовой структуры. В роговиках присутствует значительное количество (до 5%) магнетита. Данные породы образовались в результате регионального (с наложением контактного) метаморфизма бальзальтоидных пород.

Гранитоиды, вскрытые скважинами в пределах региона исследования, имеют лейкократовый облик и обычный для этого типа пород состав ‒ примерно в равных количествах (по 30‒35%) присутствуют кварц, олигоклаз и ортоклаз. Структура гипидиоморфнозернистая или гранитовая. Граниты, свежие или были подвержены вторичным изменениям. В скважине Южный Аламурын-6 в интервалах глубин 2722‒2737, 2772‒2785, 2870‒2880, 2950‒2953, 2997‒3006 метров вскрыты интенсивно катаклазированные, милонитизированные граниты, однако в данной скважине в интервале глубин 2895‒2900 м обнаружены граниты гнейсовидного облика. Вскрытые породы претерпели интенсивное окварцевание, кварц раздавлен и гранулирован, полевые шпаты серицитизированы, отмечается небольшая примесь каолинита, т.е. здесь породы были переработаны глубинными растворами, циркулировавшими по зоне разрывного нарушения. Аналогичную гидротермальную переработку и катаклаз испытали гранитоиды, вскрытые скважиной Букбаш-2 на глубине 2990‒2994 м. В этих интервалах при макро-исследовании отмечены многочисленные зеркала скольжения, ориентированные под углом ∟75°‒90° к горизонтали.

В скважине Южный Аламурын-1 в интервале глубин 3866‒3869 м отмечены следы более высокотемпературных постмагматических процессов, приведших к образованию грейзенезированных участков ‒ в керне этой скважины были изучены приконтактовые фации гранитов, содержащих ксенолиты вмещающих сланцев и роговиков (интервал 2778‒2869 м) [9]. Подобные породы были выявлены нами при изучении кернового материала скважины Южный Аламурын-6 в интервале глубин 2722‒2737 м, граниты из этой зоны катаклазированы и имеют резко порфировидный облик.

Кроме биотитовых гранитов на площади Букбаш в скважине 2 в интервале 2969‒2972 м встречены гранитоиды, химический состав которых соответствует тоналитам [14].

В разрезе скважины Тамды-1 в интервале глубин 3147‒3153 м ранее был выявлен силлиманит-биотитовый гнейс гранобластовой структуры (на некоторых участках гнейс имеет лепидобластовую структуру), сложенный следующими минералами:

‒ кварц (30‒35%);

‒ биотит и мусковит (40‒45%);

‒ фибролит (10‒15%);

‒ полевые шпаты, пирит и циркон (единичные зерна).

Эта порода образована в результате регионального метаморфизма в амфиболитовой или эпидот-амфиболитовой фации [9].

Наши исследования показали, что гранито-гнейсовый комплекс был вскрыт скважиной Тамды-1 на глубине 2769 м и до забоя ‒ 3153 м. Керновый материал поднят из интервалов глубин 2796‒2810, 2882‒2887, 3000‒3020, 3070‒3080 и 3147‒3153 м. В интервале 2796‒2810 м встречены породы трех типов:

• Кварц-полевошпато-слюдяные сланцы с гранолепидобластовой структурой, видна сегрегационная сланцеватость. Отмечается высокое содержание мусковиты и биотита. Степень постдиагенетических преобразований отвечает мусковит-биотитовой субфации фации зеленых сланцев регионального метаморфизма.

• Полевошпато-мусковит-биотит-кварцевый (двуслюдяной) гнейс. Порода лейкократового облика, характеризуется чередованием более широких (1.5‒2 мм) лейкократовых кварц-полевошпатовых полос с узкими (0.5‒1.0 мм) мусковит-биотитовыми полосами. Текстура гнейсовидная полосчатая, структура крупногранобластовая (в кварц-полевошпатовых полосах) и лепидобластовая (в слюдяных полосах).

• Лейкократовые граниты свежего облика.

В интервале глубин 2882‒2887 и 3070‒3080 м отмечен гнейс аналогичного облика, в интервале 3000‒3020 м помимо гнейсов встречены кварцево-слюдяные сланцы. В призабойной зоне скважины в интервале 3147‒3153 м отмечаются двуслюдяные гнейсы также, как и в интервале 2796‒2810 м, крупнокристаллические свежие не катализированные граниты с типично гранитовой структурой, а также кварц-альбит-слюдяные сланцы с большим содержанием мусковита и биотита, обладающие грано- и лепидогранобластовой структурой, метаморфизованных на стадии зеленых сланцев (мусковит-биотитовая субфация). Во всех перечисленных интервалах отбора керна отмечены многочисленные зеркала скольжения, ориентированные вертикально.

Полученные данные свидетельствует о сложных геологических взаимосвязях магматических и метаморфических пород в разрезе. Возможно, что гнейсы и метаморфические сланцы прорваны гранитами более молодого возраста и представляют собой ксенолиты в теле интрузии. Однако минеральный состав и текстурные особенности гнейсов и метаморфических сланцев имеют очевидное сходство, что позволяет рассматривать гнейсы в качестве окраинных фаций гранитного плутона, образовавшихся в результате метасоматический переработки вмещающих толщ (протомагматическая гнесовидность, по [19]).

Спорадическое развитие слабометаморфизованных терригенных пород в верхней части разреза фундамента является геологической особенностью района исследования. Их наличие установлено в скважинах Тамды-1, 2, Букбаш-1, 2, 3 и Южный Аламурны-6. Максимальная мощность отмечается в скважине Тамды-1 (154 м), минимальная (34 м) ‒ в скважине Южный Аламурны-6. В нижней части толщи обычно залегает пачка песчаников с прослоями мелкогалечных конгломератов. Иногда ее мощность достигает 30‒40 м. В составе кластического материала присутствуют обломки сланцев, роговиков, молочно-белого кварца, кварцитов размером до 1.5‒ 2 см. Промежутки между гальками заполняются гравийно-песчанистым материалом. В верхней части толщи преобладают алевро-аргиллитовые разности пород, что находит четкое отражение на электрокаротажных диаграммах. Окраска пород серая, темно- серая, реже – черная, зеленоватых оттенков.

Преобладают песчаники, алевролиты, гравелиты субаркозового, грауваккового, субграуваккового состава. Обломочная часть породы состоит из угловатых, плохо окатанных зерен кварца, калиевых полевых шпатов, плагиоклаза, листочков мусковита, биотита, хлорита, щепковидных обломков сланцев, кремнистых пород в различных процентных соотношениях. В отдельных прослоях отмечается высокое содержание обугленного растительного детрита. Цемент хлорит-серицитового состава. В алевро-аргиллитовых разностях набор кластического материала аналогичен.

Породы претерпели интенсивные вторичные изменения (метагенез). Зерна кварца гранулированы, корродированы, наблюдается развитие шиповидных структур и обрастание зерен “бородатым” кварцем [18]. Породы слабо рассланцованы, отмечаются сегрегационные структуры, слюда ориентирована по сланцеватости. В отдельных, более однородных по составу и сортировке, песчано-алевритовых прослоях появляются грано- и лепидобластовые структуры. И, наоборот, в алевролитах и песчаниках с базальным типом цемента, исходная обломочная структура относительно хорошо сохраняется и породы выглядят менее измененными (глубокий катагенез).

Данные образования сходны по составу с отложениями верхнего палеозоя Песчаномысско-Ракушечной зоны Южного Мангышлака, которые, по нашему мнению, относятся к верхнепалеозойской нижней молассе [22]. Перекрывающие их континентальные толщи средней юры испытали гораздо менее интенсивные вторичные преобразования, соответствующие начальным стадиям катагенеза [20, 22].

В скважине Букбаш-2 из интервала глубин 2943‒2950 м подняты образцы сильно выветрелых гранитов. Выше залегают нижнемолассовые образования. В остальных шести скважинах, где присутствует данная толща, ниже нее выделяется по электрокаротажным материалам аналогичная зона, характеризующаяся снижением значений электрического сопротивления пород и увеличенным диаметром скважины. Однако керн из этой части разреза в других скважинах отсутствует.

K‒Ar методом определен возраст гранитов из интервала глубин 2866‒2869 м скважины Южный Аламурын-1 в 300 ± 8 млн лет, что соответствует позднему карбону. Возраст тоналитов, вскрытых в скважине Букбаш-2, составляет 365‒370 млн лет [14]. Согласно определению абсолютного возраста данных гранитоидов, выполненных в Институте геологических наук им. К.И. Сатпаева (г. Алматы, Республика Казахстан), (аналитик Г.А. Радченко), время их образования оценивается в 335‒364 млн лет (поздний девон‒ранний карбон).

K‒Ar методом определен возраст сланцев в скважинах [9, 13]:

‒ Южный Аламурын-2, составивший 278 млн лет;

‒ Южный Аламурын-1, составивший 228 млн лет.

Наиболее вероятен раннепермский их возраст. Данные цифры характеризуют время заключительной фазы тектоно-магматических воздействий на породу варисцийского тектогенеза. Возраст отложений, подвергшихся метаморфизму, может быть более древним.

В скважине Букбаш-2 в интервале глубин 2943‒2950 м в метаморфических породах обнаружены древние формы миоспор Coniferae sp. indet, Stenozonotriletes sp., Hymenozonotriletes sp., которые указывают на палеозойский возраст вмещающих пород.

В пределах прилегающего с востока к Карабогазскому своду Кумсебшенского блока домезозойские образования вскрыты двумя опорными скважинами ‒ Кумсебшен-2 и Аламанел-1. В скважине Кумсебшен-2 палеозой пройден от глубины 1257 м и до забоя 1660 м. По электрокаротажной характеристике вскрытый разрез четко делится на две части в интервалах глубин:

‒ 1606‒1660 м ‒ нижняя часть, отличающаяся повышенными удельными электрическими сопротивлениями;

‒ 1527‒1606 м ‒ верхняя часть, характеризующаяся более расчлененным строением кривой кажущихся сопротивлений.

Нижняя толща керновым материалом освещена в интервалах глубин 1656‒1646, 1639‒1636 и 1609‒1606 м. По проведенным нами макро исследованиям это ‒ филлитовидные образования черного цвета, крепкие, плотные, окремненные, с неровным раковистым изломом. В верхнем интервале появляется примесь туфогенного материала.

Микроскопическое изучение пород показало, что филлитовидные сланцы образовались по первично глинистому материалу с высоким содержанием слюды. В алеврито-псаммитовых прослоях достаточно четко видна первичная обломочная структура породы, состоящая из остроугольных оскольчатых зерен кварца, полевых шпатов, чешуек слюды, кварцитов, эффузивов. Отложения иногда имеют следы отчетливого рассланцевания. Вулканогенный материал представлен витро- и кристаллокластическими туфами.

Верхняя часть разреза сложена тем же набором пород, но отличается от нижней части более тонким чередованием изученных отложений. Во всех породах района исследования произошли достаточно высокие вторичные изменения, присущие стадиям среднего и глубокого метагенеза. Характерной особенностью образований является их значительная дислоцированность ‒ в керне скважины отмечены напластования, ориентированные под углами в ∟50°‒60°.

Близкие по внешнему облику и составу породы вскрыты на площади Аламанел в скважине 1 в интервале глубин 2180‒2316 м. В составе класстического материала, слагающего песчаники, кварц, кислые плагиоклазы, обломки кремнисто-серицитовых, кремнистых, хлоритовых сланцев, кремнисто-халцедоновых пород и кислых эффузивов, аплитов и гранит-аплитов, чешуйки слюды. Окатанность обломков практически отсутствует. Состав цемента хлорито-глинистый или кремнисто-серицитовый.

Абсолютный возраст филлитовидных сланцев, вскрытых Кумсебшенской скважиной в интервале глубин 1646‒1650 м составляет 262 млн лет (ранняя пермь). Данные образования хорошо коррелируются с нижнемолассовым верхнекаменноугольно‒нижнепермским комплексом пород, вскрытого на мысе Ракушечный и в пределах Жетыбай-Узенькой зоны Южного Мангышлака [22], а также ‒ по приведенным данным скважин в северо-западной части Карабогазского свода.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Выполненные нами исследования в пределах Карабогазского свода свидетельствуют об отсутствии прямых геологических данных о наличии в его фундаменте континентальной коры, имеющей более древний, чем палеозойский, возраст. В качестве доказательства докембрийского возраста фундамента Карабогазского свода обычно приводятся гнейсы, вскрытые скважиной Тамды-1, а также ‒ метаморфические сланцы Южного Аламурына и амфиболиты Каршинской площади [8, 9, 16]. Единственным доказательством этому считается высокая степень их метаморфизма. Однако локальное увеличение степени метаморфизма пород может быть связано с их близостью с интрузиями и, как следствие, наложением контактового термального метаморфизма на региональный метаморфизм, что является обычным для таких случаев. Примером является О-ймашинская площадь Южного Мангышлака, где гранитная интрузия и вмещающие ее метаморфические породы вскрыты большим количеством скважин с высоким уровнем отбора кернового материала [22, 24]. Однако, степень метаморфизма пород ‒ условный показатель возраста пород, на что указывали исследователи, предположившие их докембрийский возраст [8].

Амфиболиты данного региона являются ортопородами ассоциациированными с первично терригенными породами. Ортопороды были метаморфизованы в зеленосланцевой фации регионального метаморфизма, с наложением термального воздействия гранитоидных интрузий и также не могут свидетельствовать об их докембрийском их возрасте.

Проведенное нами детальное петрографическое изучение гнейсов, вскрытых на площади Тамды, показало, что они чередуются в разрезе с метаморфическими сланцами, с которыми они имеют сходные минеральный состав и текстурные особенности. Это позволяет предположить, что данные гнейсы являются окраинными фациями гранитоидного плутона, вскрытого скважиной Тамды-1, образовавшимися в результате метасоматической переработки вмещающих толщ (протомагматическая гнейсовидность). Единичные случаи определения K‒Ar методом абсолютного возраста гранитоидов в районе на площади Карши в 440 млн лет (силур‒ордовик) на фоне массового присутствия девон‒каменноугольных гранитоидов не может служить веским доводом в пользу повсеместного развития докембрийской коры в пределах Карабогазского свода, хотя мы и не отрицаем возможности присутствия отдельных обломков более древнего складчатого основания как в этом районе, так и в фундаменте юго-запада Туранской плиты. Учитывая, что для каршинских гранитов получены K‒Ar методом резко различные значения абсолютного возраста (440, 352, 313 и 310 млн лет), мы не исключаем, что такой разброс обусловлен недостаточно высокой точностью данного метода.

Карабогазский геоблок является неоднородным геологическим телом и, если для северо-восточной его части характерно слабо отрицательное магнитное поле, то в юго-западной части магнитное поле становится слабо положительным. Можно предполагать, что в пределах его северо-восточной части в составе метаморфического комплекса преобладают первично терригенные породы, в то время как в юго-западной части существенная роль принадлежит эффузивам среднего и основного ряда. Возможность выделения в составе Карабогазского блока двух зон, но несколько в иных границах, допускалась и другими исследователями [17]. Привлечение геологических данных по смежным районам, а также материалов магнито- и гравиразведки позволило нам составить схему тектонического строения исследуемого региона (рис. 3).

Рис. 3.

Схема тектонического строения фундамента Карабогазского свода. 1 – байкальские (?) складчато-метаморфические комплексы; 2‒3 ‒ формации прогибов типа краевых морей: 2 – терригенно-сланцевые, 3 – карбонатно-сланцевые; 4 – метаморфизованные вулканогенно-осадочные формации; 5 – гранитоиды; 6 – интрузии повышенной основности; 7 – гипербазиты; 8 – базиты и ультрабазиты нерасчлененные; 9‒10 ‒ разломы: 9 – главные, 10 – второстепенные; 11 – границы тектонических зон; 12 – альпийская складчатая система

Детали структуры этих зон пока не поддаются расшифровке. Не исключено, что с появлением уточненных магнитометрических материалов, представления о строении района могут существенно измениться, как это произошло, например, с Южно-Мангышлакским блоком, который ранее был выделен как крупный массив с докембрийской сиалической корой [3]. Предпосылкой этому может служить наличие в пределах Карабогазского свода магнитных аномалий северо-западной ориентировки, что является характерным признаком палеозойских структурных элементов [4]. Магнитные аномалии аналогичного простирания установлены на северо-западе свода, частично захваченным высокоточной аэромагнитной съемкой [21].

Полученные нами результаты могут быть применены не только при региональных тектонических построениях и палеореконструкциях, но и при решении прикладных нефтегеологических задач, поскольку Каспийский регион и непосредственно Карабогазский свод находятся в сфере интересов нефтяных компаний.

ВЫВОДЫ

1. Изучение кернового материала показало, что первично осадочные и вулканогенные породы, слагающие фундамент Карабогазского свода, были изменены на стадии зеленосланцевых фаций регионального метаморфизма. Подобная незначительная степень метаморфизма характерна для эпигерцинских складчатых зон. В зонах интенсивной гранитоидной переработки степень вторичных преобразований вмещающих пород возрастает, достигая мусковит-биотитовой субфации. Вещественный состав данных пород близок метаморфическим породам палеозойского фундамента Южно-Мангшлакского блока, вскрытых более чем 150-ю скважинами.

2. На склонах выступов фундамента сохранились слабометаморфизованные терригенные образования предположительно каменноугольно‒ раннепермского возраста, которые могут соответствовать нижней молассе. Возраст гранитоидных интрузий отвечает времени формирования новой континентальной коры герцинид.

3. Карабогазский блок рассматривается нами как герцинский мегантиклинорий молодой платформы, однако мы не исключаем возможности присутствия в блоке отдельных, возможно крупных, глыб докембрийской сиалической коры. Слагающие его осадочно-метаморфические и вулканогенно-осадочные породы, прорванные многочисленными интрузиями гранитоидов, представляют собой образования активной окраины.

Благодарности. Авторы благодарят анонимного Рецензента, рецензентов д. г.-м. н. Ю.А. Воложа (ГИН РАН, г. Москва), д. г.-м. н. Т.Н. Хераскову (ГИН РАН, г. Москва, Россия) и к. г.-м. н. М.П. Антипова (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за полезные комментарии, которые позволили улучшить статью. Авторы благодарят М.Н. Шуплецову (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование и подготовку статьи.

Финансирование. Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант 19-05-00165 а.