ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ, 2007, № 5, с. 451-467
УДК 551
СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ, ОБСТАНОВОК СЕДИМЕНТАЦИИ И НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ МЕСОПОТАМСКОГО И ТЕРСКО-КАСПИЙСКОГО ПЕРЕДОВЫ1Х ПРОГИБОВ
© 2007 г. А. И. Конюхов, Б. Малеки
Геологический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова 119899 Москва, Ленинские горы, МГУ;
E-mail: konyuhov@geol.msu.ru Поступила в редакцию 01.11.2006 г.
Формирование передовых прогибов перед Альпийским горно-складчатым поясом произошло вследствие сближения Евразийского и Африкано-Аравийского континентальных мегаблоков. Если Аравийская плита в мезозое существовала как южная, пассивная окраина океана Тетис, то Скифская плита, в южной части которой возник Терско-Каспийский прогиб, находилась в тылу сложно построенной переходной зоны, которая включала краевые вулканические дуги и окраинные моря. Хотя состав мезо-кайнозойских отложений в обоих регионах существенно разный - кар-бонатно-терригенный в Терско-Каспийском прогибе и эвапоритово-карбонатный в Месопотам-ском, - следует отметить очевидные черты сходства между ними. Для обоих передовых прогибов характерны явления диапиризма: солей в районе Персидского залива, глин и, возможно, солей в Терской впадине; общим является также наличие основных скоплений нефти в карбонатных коллекторах трещинного и порово-трещинного типов. Значительно более широкое развитие нефтега-зоносности в Месопотамском прогибе обусловлено присутствием эвапоритов на нескольких уровнях в разрезе, которые играют роль региональных флюидоупоров.
Передовые прогибы закладывались во внешней части пассивных континентальных окраин, существовавших в древних, исчезнувших океанических бассейнах, и в дальнейшем развивались на границе докембрийских кратонов (или молодых плит) с растущими горно-складчатыми сооружениями. Их осадочный чехол, как правило, характеризуется значительной мощностью и включает несколько тектоно-седиментационных комплексов: нижние формировались в период существования древней пассивной окраины, тогда как верхние отвечают этапам заложения и эволюции собственно передового прогиба. Кроме того, в основании чехла могут находиться образования, унаследованные от рифтового этапа, который предшествовал раскрытию исчезнувшего бассейна с океанической или субокеанической корой.
Продолжительность времени, в течение которого формировался осадочный чехол передовых прогибов, нередко составляет сотни миллионов лет. Как правило, это время было отмечено многократной сменой тектонических и климатических режимов, происходившей на фоне периодических колебаний уровня моря, что предопределило многообразие типов пород в разрезах, как по составу и генезису, так и по способности генерировать углеводороды (УВ), вмещать и экранировать их скопления. Именно поэтому во многих
передовых прогибах, особенно тех, что находятся в составе Альпийско-Гималайского складчатого пояса, обнаружены крупные зоны нефтегазона-копления с десятками месторождений УВ. Сравнительный анализ геологического строения, ли-тологического состава отложений и условий их аккумуляции на примере двух хорошо изученных прогибов, Месопотамского и Терско-Каспийско-го, может помочь в открытии новых скоплений УВ не только в этих, но и других близких по происхождению структурах.
ТЕКТОНИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА
В РАЙОНЕ МЕСОПОТАМСКОГО И ТЕРСКО-КАСПИЙСКОГО ПЕРЕДОВЫХ ПРОГИБОВ
Месопотамский передовой прогиб расположен в северо-восточной периферической части бассейна Персидского залива на стыке Аравийской плиты и Иранского континентального блока. Он образовался в кайнозое перед горно-складчатым поясом Загроса и имеет протяженность более 2000 км при ширине от 300 до 500 км. В прогибе выделяются три крупных структурных элемента: жесткий блок Фарс, область простой складчатости Загроса или Загросский бассейн, наконец,
Рис. 1. Строение зоны сочленения Аравийской плиты и Загроса (по [Bordenave, 2002; Ziegler, 2001]). 1 - граница распространения эвапоритов Гашсаран и Нижний Фарс в горах Загроса; 2 - область распространения покровов и краш-зона; 3 - поле развития простых антиклинальных складок; 4 - месторождения нефти и газа; 5 - область распространения ормузских солей; 6 - впадины передового прогиба; 7 - разлом Казеран.
собственно Месопотамская впадина. Загросский бассейн находится в пределах внутреннего, предгорного борта передового прогиба, тогда как Месопотамская впадина - на более пологом платформенном его борту. Блок Фарс, расположенный в южной части прогиба на продолжении Катарского свода (рис. 1), в целом сохранил первоначальную структуру в процессе формирования горно-складчатого пояса Загроса.
Загросская впадина приурочена к восточной, глубоко погруженной части Аравийской плиты, на которую был надвинут край Иранского континентального блока. Его южная граница проходит по разлому Казеран, который отделяет блок платформы Фарс, а восточной границей служит зона развития надвигов или так называемая краш-зона. Позднеальпийский орогенез сопровождался здесь образованием многочисленных антиклинальных складок СЗ-ЮВ простирания, проявленных главным образом в известняках Асмари олигоцен-миоценового возраста и затухающих выше в соленосных отложениях Гашсаран. Амплитуда складок колеблется в пределах 1-10 км при ширине от 5 до 20 км. Протяженность некоторых из них превышает 100 км. Интенсивность развития складчатости быстро уменьшается на запад, при приближении к долинам рек Тигра и Евфрата и на юг, к акватории Персидского залива. В направлении на север и северо-запад
Загросская впадина постепенно сужается и переходит в зону развития чешуйчатых надвигов, граничащих с Главным Надвигом Загроса.
Отложения Месопотамской впадины содержат почти непрерывную запись геологических событий от кембрия до голоцена. Согласно гравиметрическим данным, фундамент в наиболее глубоких ее частях погружен более чем на 12 км. Мощность только палеогеновых осадков здесь превышает 3 км. История развития Месопотамской впадины отмечена не только трансгрессиями и регрессиями моря, но также вулканической деятельностью и аккумуляцией эвапоритов в различные геологические эпохи.
Древнейшими отложениями в составе осадочного чехла являются эвапориты позднедокем-брийского-раннекембрийского возраста, известные как ормузские соли [Её§е11, 1991]. В конце ордовика большая часть Аравийской плиты была покрыта ледниками, после таяния которых в силуре сформировалась толща граптолитовых сланцев (формация Кусайба), обогащенных ОВ. В карбоне значительная часть Аравии оказалась в зоне тектонической активизации, что привело к частичному размыву (более 1 км) ранее накопленных отложений. Тенденция к погружению земной коры вновь проявилась в позднепермскую эпоху, когда на пенепленизированной поверхно-
сти Аравийской плиты стали накапливаться карбонатные осадки и эвапориты (формация Хуфф).
В мезозое большую часть плиты занимали обширные эпиконтинентальные моря, в которых происходила аккумуляция преимущественно карбонатных осадков. Если в триасовой и юрской части разреза они ассоциируются с эвапоритами, то в мелу главным образом с песчаниками и глинами, зачастую обогащенными ОВ. Конец поздне-меловой эпохи ознаменовался событиями, приведшими к закрытию океана Тетис [Ziegler, 2001], а позднее, в эоцене, к заложению Месопотамско-го передового прогиба. О коллизии Аравийской плиты с Центрально-Иранским континентальным блоком свидетельствуют пластины офиоли-тов, флишевые толщи и пачки радиоляритов в осадочных толщах гор Загроса.
На рубеже палеогена и неогена аллохтон Загроса стал надвигаться на восточный край Аравийского автохтона. При этом осадочный чехол частично был сорван с фундамента и перемещен по поверхности ормузских солей и, возможно, эвапоритов более молодого возраста. Эти события сопровождались ростом многочисленных соляных диапиров, главным образом в акватории Персидского залива. Следует отметить, что в наземных частях передового прогиба такие структуры не получили широкого распространения. В условиях сжатия здесь возникли протяженные, высокоамплитудные складки с довольно крутыми крыльями, рост которых сопровождался подвижками по разломам в фундаменте [Coleman, Sadd, 1978]. Эта зона, известная как пояс простой складчатости, простирается от северной оконечности платформы Фарс через восточные районы Ирака к его границе с Турцией. Причем, если на юге мощность осадочного чехла превышает 12000 м, на севере она сокращается вдвое.
В геологической истории бассейна Персидского залива в целом и Месопотамского передового прогиба в частности можно выделить три крупных тектонических этапа. На протяжении первого, в палеозое, описываемый регион находился в тылу пассивной окраины Гондваны в древнем океане Палео-Тетис, закрытие которого, вероятно, произошло в раннепермское время. В начале мезозойской эры, которое было отмечено распадом суперматерика Пангея и образованием в триасе океана Нео-Тетис, северо-восточная часть Аравийской плиты стала ядром новой пассивной окраины, которая просуществовала вплоть до конца позднемеловой эпохи. Наконец, в палеогене сформировался передовой Месопотамский прогиб, а позднее и надвигово-складчатый пояс Загроса, развитие которых продолжалось в неогене и плейстоцене.
Терско-Каспийский передовой прогиб имеет гораздо более скромные размеры. Он протягива-
ется более чем на 300 км от Ставропольского свода до побережья Каспийского моря и далее в его акваторию вплоть до центра Средне-Каспийской впадины. Северным обрамлением прогиба считается Ногайская ступень, южным - складчатые сооружения Большого Кавказа. На западе Терско-Каспийский передовой прогиб граничит с положительной структурой - Минераловодским выступом. От горных сооружений Большого Кавказа его отделяет Черногорский глубинный разлом, в то время как Кизлярский глубинный разлом определяет его северную границу. Прогиб представляет собой резко асимметричную в поперечном разрезе впадину. Поверхность Скифской плиты здесь плавно погружается в южном направлении, вследствие чего северный борт прогиба является относительно пологим, тогда как южный отличается значительной кр
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.