ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ФОРМИРОВАНИЯ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА ЮЖНО-КАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ
Н.Р. Нариманов (Азербайджанская государственная нефтяная академия)
Известно, что в формировании осадочного бассейна доминирующую роль играет геодинамический фактор, а на дальнейшее его развитие существенное влияние оказывает также геостатическая нагрузка на дно, создаваемая массой воды и отложений. Эффективность всех факторов будет тем значительнее, чем больше раздробленность кристаллического основания впадины. Согласно глубинному сейсмогеологическому профилю (Мамедов П.З., 1995) в пределах Бакинского архипелага и Центрального сектора Южно-Каспийской впадины система субмеридионально ориентированных разломов образует сложнопостроенный грабен (рис. 1). Подобное строение дна, геодинамические процессы по обрамлению впадины и интенсивное осадконакопление способствовали формированию здесь осадочного чехла мощностью более 22 км, структурно-тектонический облик которого создавался преимущественно под влиянием проникающих в него глубинных разломов и сжимающих напряжений.
Максимальные мощности мезозойских отложений, залегающих непосредственно на кристаллическом основании, приурочены к Бакинскому архипелагу и восточной прибортовой зоне впадины (см. рис. 1), минимальные - к массиву Година, где они представлены в основном верхнемеловыми породами. Последнее говорит о том, что большая часть массива в течение юры и раннего мела являлась сушей и только с позднего мела он был вовлечен в общее погружение. В пределах Бакинского архипелага мощность мезозойских отложений увеличивается с юга на север. При этом на юге, в районе площади Талыш-дениз, ограниченном погребенными разломами, они отсутствуют (рис. 2). Другой погребенный по палеоцену разлом расположен между поднятиями Кюрдашы и Мугань-дениз. По системе разломов блоки основания ступенчато опускаются в северном направлении, что, очевидно, стимулировало нарастание мощности мезозойских отложений в этом же направлении. В мезозое Южный Каспий состоял из двух суббассейнов, разделенных массивом Година, западный из которых имел две котловины, расположенные в пределах Бакинского архипелага и Центрального сектора (см. рис. 1).
Мощность палеоцен-эоценовых отложений уменьшается в южном направлении (см. рис. 2), а в субширотном она весьма дифференцирована. Минимальные мощности эти отложения имеют на туркменском шельфе, максимальные - в западной прибортовой части впадины, а также между массивом Година и валом Алов. Их среднее значение в пределах Бакинского архипелага составляет -2300 м. Палеоцен-эоценовые отложения представлены преимущественно терригенными фациями с превалированием пелитовых разностей [1, 3]. К концу эоцена восточный суббассейн, включая акваторию массива Година, преобразовался в обширный туркменский шельф.
В майкопское время произошло слияние западной и центральной котловин западного суббассейна с фокусом прогибания в районе площади им. Везирова. Южный Каспий в это время представлял собой относительно неглубокий морской бассейн, где формировались в основном морские терригенные отложения, выраженные большей частью глинистыми разностями [1]. В майкопское время несколько возросла скорость осадконакопления на туркменском шельфе, однако она была почти в 2 раза меньше, чем на западе, что, очевидно, связано отчасти со слабой расчлененностью здесь кристаллического основания (см. рис. 1).
В рассматриваемое время продвижение Индийского и Африканского континентов на северо-запад вызвало перемещение И рано-Афганской и Аравийской плит в том же направлении. В результате начал закрываться задуговый бассейн Паратетис, особенно перед Аравийским выступом, который настолько продвинулся на север, что на его продолжении стало развиваться поднятие Большой Кавказ [2].
В пределах Бакинского архипелага общая мощность олигоцен-миоцен-понтических отложений в северном направлении существенных изменений не претерпевает (см. рис. 2). Однако она значительно возрастает в районе площадей Ширван-дениз, Мугань-дениз и от Талыш-дениз на юго-запад. Последнее, очевидно, связано с нагнетанием этих в целом высокопластичных пород под продуктивную толщу (ПТ, сформированную в раннем плиоцене) в западной прибортовой части впадины (см. рис. 1) под воздействием возникающих здесь сжимающих напряжений. Эта часть впадины и весь Бакинский архипелаг характеризуются относительно высокой плотностью развития грязевых вулканов. Между тем грязевулканизм отсутствует на туркменском шельфе, который отличается не только относительно малой мощностью осадочного чехла, но и отсутствием или очень слабым проявлением сжимающих напряжений ввиду наличия в кристаллическом основании такой жесткой глыбы как массив Година, который воспрепятствует их возникновению.
Развитие сжимающих напряжений в западной части впадины обусловлено сложившейся в миоценовое время геодинамической обстановкой по западному обрамлению Южного Каспия. Согласно [2] поздний миоцен характеризуется здесь режимом общего сжатия, способствовавшим интенсивному воздыманию и сближению хребтов Большого и Малого Кавказа. В результате возникли две зоны субдукции, падающие соответственно на север под Большой Кавказ и на юг под Малый Кавказ. В них поглощались остатки океанической коры бассейна Паратетис. При этом связь между Черноморским и Южно-Каспийским бассейнами была нарушена лишь после раскрытия Красного моря в позднем миоцене, после чего Аравийская плита продвинулась на север на 280 км [2]. В результате она своим северным выступом сталаоказывать распирающее воздействие на Анатолийскую и Ирано-Афганскую плиты, сгибая более узкое северо-западное окончание последней на северо-восток (рис. 3). Это и послужило причиной возникновения в Южно-Каспийской впадине, в первую очередь в Бакинском архипелаге, сжимающих напряжений северо- восточной ориентации.
Сформировавшиеся в олигоцен- миоцене отложения характеризуются высокой пластичностью, отчасти связанной с их недоуплотненностью, обусловленной, с одной стороны, высокими темпами их погружения, а с другой - повышенной глинистостью всего кайнозойского разреза. Очевидно, объем коллекторов майкопской серии и смежных толщ значительно меньше объема флюидов, отжимаемых из них. Об этом же свидетельствуют многочисленные грязевые вулканы, развитые в Южно-Каспийской впадине, корни которых, как известно, находятся в основном в майкопской серии, реже в смежных толщах. Из этого следует, что майкопские коллекторы в условиях различного типа ловушек должны быть высоко- насыщены флюидами. Грязевулканизм, развитый в пределах Апшероно-Прибалханского порога, Нижнекуринской впадины, Бакинского архипелага и Предэльбрусского прогиба, является одним из показателей проявления относительно интенсивных сжимающих напряжений. Возникновение последних в осадочном выполнении приводит к нарушению гидростатического равновесия во впадине и стимулирует развитие там структур нагнетания и грязевулканизма.
В среднемиоцен-понтическое время замедлилась скорость прогибания туркменского шельфа и восточной половины Центрального сектора, в то время как на западе бассейна она резко возросла. Вследствие этого в субширотном направлении мощность среднемиоцен-понтических отложений сокращается от Бакинского архипелага к массиву Година и далее на восток до менее 1000 м (см. рис. 1). В районе вала Алов их мощность составляет 1000-1800 м, максимальные значения (> 4000 м) приурочены к району поднятия им. Везирова и западной прибортовой зоне впадины.
В Бакинском архипелаге ПТ представлена ритмичным чередованием преимущественно пелитовых фаций с алевритопсаммитовыми. Как было отмечено, у западного борта впадины происходит раздув мощности подстилающих ПТ толщ, что привело к ее изгибу в виде регионального поднятия субмеридионального простирания. Оно довольно четко выражено в ПТ, весьма слабо в среднемиоцен-понтических отложениях и совсем не отражено в майкопской серии (см. рис. 1). О наличии данного поднятия свидетельствует также воздымание шарниров антиклинальных зон от Бакинского архипелага и Нижнекуринской впадины в сторону западного борта Южно-Каспийской впадины. В результате антиклинальные линии изогнуты дугообразно не только в горизонтальной, но и в вертикальной плоскостях. Очевидно, формирование регионального поднятия началось не позднее конца века ПТ, т.е. во время продвижения Аравийского блока на север, приведшего к столкновению Аравийского выступа с узким северо-западным окончанием Ирано-Афганской плиты.
Изгиб ПТ в виде регионального поднятия, раздув мощности подстилающих комплексов, кулисообразное сочленение локальных поднятий Бакинского архипелага и осложненность некоторых из них сдвиговыми нарушениями юго-западно-северо-восточной ориентации (поднятия Хара-Зыря, Умид, Хамамдаг, Санги-Мугань, Инам и др.) - все это позволяет с достаточной уверенностью говорить об активности здесь субширотно ориентированных сжимающих напряжений. Надо полагать, что последние оказывали влияние на формирование мощности как ПТ, так и перекрывающих ее отложений в пределах Бакинского архипелага и Центрального сектора Южно-Каспийской впадины. Реализация этих напряжений отчасти приводила к “скучиванию” осадков и развитию в толщах отложений доинверсионных конседиментационных структур нагнетания брахиформного типа, осложненных грязевулканизмом. Подобное явление в пределах Бакинского архипелага и Центрального сектора стало возможным благодаря грабенообразному строению кристаллического основания, подверженного также значительной геостатической нагрузке, создаваемой развивающейся мощной осадочной толщей, стимулирующей возрастание интенсивности прогибания дна бассейна.
Преимущественно терригенный состав с превалированием глин и небольшая мощность отложений акчагыльского яруса свидетельствуют об относительно небольших глубине и амплитуде прогибания дна бассейна акчагыльского века. В Южно-Каспийской впадине это время характеризуется также весьма слабым развитием стуктурно-тектонических процессов.
В Бакинском архипелаге апшеронские отложения при мощности -900-1600 м представлены терригенными образованиями, глинистыми и ракушняковыми известняками, вулканическим пеплом и грязевулканической брекчией. Согласно литофациальному составу и мощности отложений Апшеронский бассейн при относительно небольшой глубине характеризовался более частыми колебаниями уровня дна на фоне интенсивного прогибания.
Присутствие ископаемой грязевулканической брекчии в плиоцене, диатоме, чокраке и даже в майкопских отложениях [5] указывает на активность в Южно-Каспийской впадине тектонических процессов, связанных со сжимающими напряжениями в отмеченные интервалы геологического времени. Очевидно, и грязевулканизм здесь начал развиваться с майкопского времени, т.е. после возникновения сжимающих напряжений, положивших также начало формированию структур нагнетания.
Четвертичный период характеризуется повышенной активностью грязевулканических процессов в пределах Южно-Каспийской впадины [5], что указывает и на возрастание в целом тектонической активности в регионе. Характерной особенностью бассейна этого периода являются преимущественно эвстатические колебания его уровня, приводившие к неоднократным трансгрессиям и регрессиям [4]. По-видимому, в возникновении последних немаловажную роль играли и вертикальные подвижки блоков кристаллического основания под воздействием периодически активизирующихся сжимающих напряжений. В этой связи и активность грязевулканизма носит периодический характер и часто совпадает с периодами интенсивного погружения дна Южного Каспия, явно следуя за оживлением сейсмической деятельности в регионе [5].
Статистический анализ извержений грязевых вулканов с 1950 по 1977 г. в пределах Апшеронского, Шемахи-Гобыстанского, Прикуринского районов и Бакинского архипелага, по данным А.А. Якубова, А.А. Ализаде и др. (1978), показывает, что 40 активных грязевых вулканов в течение 28 лет извергались в общем 70 раз. Более половины извержений приходится на Шемахи-Гобыстанский и 21 - на Апшеронский районы, 9 - на Бакинский архипелаг и лишь 2 - на Нижнекуринскую впадину. Такое распределение извержений позволяет заключить, что в рассматриваемый интервал времени сжимающие напряжения более интенсивно проявляли себя в Шемахи-Гобыстанском и Апшеронском районах. Следует отметить, что Нижнекуринский, Шемахи-Гобыстанский районы и Бакинский архипелаг находятся напротив узкого северо-западного окончания Ирано-Афганской плиты, сгибаемой на северо-восток северным выступом Аравийского блока. Сказанное подтверждает приуроченность грязевых вулканов к территориям, подверженным воздействию сжимающих напряжений. Известно, что все выявленные в мире грязевые вулканы приурочены к Альпийско-Гималайскому и Тихоокеанскому подвижным поясам, характеризующимся в целом высокими значениями сжимающих напряжений, возникающих в коллизионных и субдукционных зонах взаимодействия литосферных плит. Апшероно-Прибалханский порог, отличающийся широким развитием поперечных сдвиговых деформаций, в геодинамическом отношении является зоной перехода большекавказской и копетдагской коллизий в субдукцию, т.е. морфологическим выражением последней (см. рис. 3). В свою очередь в Шемахи-Гобыстанском районе широко развиты надвиги и покровы, формирующиеся в условиях сжатия.
Вдоль южного склона Апшероно-Прибалханского порога мощность четвертичных отложений существенно превосходит средние значения и составляет более 1500 м, что отчасти можно объяснить аккреционным процессом, сопровождающим субдукцию. Однако ввиду того, что здесь субдукция протекает слабо и вследствие этого, согласно Ю.И. Галушкину, С.А. Ушакову (1982), ее можно считать неклассической, то и влияние соответственно слабовыраженной аккреции на формирование мощностей отложений будет не столь значительным, хотя, по мнению тех же авторов, при неклассической субдукции желоб, как правило, бывает заполнен толстым слоем осадков и потому не выражен в рельефе. Подобное явление имеет место вдоль южного склона Апшероно- Прибалханского порога, где происходит поддвиг ложа Южного Каспия под основание Среднего Каспия.
В Бакинском архипелаге и Центральном секторе мощность четвертичных отложений изменяется от 0 м в сводовых частях поднятий до более 2000 м в синклинальных прогибах. На первый взгляд это говорит об очень высокой скорости осадконакопления, в некоторых случаях более 3000 м/млн лет. В синклинальных прогибах севера Бакинского архипелага мощность четвертичных отложений достигает 3000 м, что указывает на еще более высокую скорость их формирования, и они здесь дислоцированы. В то же время четвертичные образования отсутствуют на сводах поднятий, а в ряде случаев размыты и подстилающие отложения до ПТ включительно (поднятия Сангачал-дениз, Алят-дениз, Хамамдаг-дениз, Аран-дениз, Аташгях, Янантава и др.). На юге же архипелага на фоне резкого сокращения мощности верхнеплиоценовых отложений к сводам поднятий четвертичные образования спокойно без признаков существенной деформации перекрывают их при мощности менее 1000 м (поднятия Джануб-Кюрдашы, Лерик-дениз, А. Саххата, им. Ниязи, им. Г.Джавида и др.). Эти факты указывают не только на активность складкообразующих процессов в четвертичном периоде, но и на “скучивание" осадков четвертичного возраста под воздействием сжимающих напряжений на севере и отсутствие такового на юге архипелага в течение данного периода. Они также указывают на “миграцию” стимулирующих складкообразование сжимающих напряжений с юга архипелага на север в течение позднего плиоцена и четвертичного периода.
Возникновение сжимающих напряжений в осадочном выполнении способствует также активизации миграционных процессов и заполнению коллекторов ловушек флюидами. Следовательно, проявление сжимающих напряжений в седиментационном бассейне, связанных с геодинамическими процессами по его обрамлению, можно рассматривать как положительный фактор в формировании УВ-скоплений в условиях терригенных коллекторов гранулярного состава.
Следует также отметить влияние геодинамической обстановки не только на формирование мощности отложений отдельных литофациальных комплексов, но и на темпы их захоронения. Так, если время погружения палеоцен-эоценовых отложений после их образования составляет порядка 36 млн. лет с их перекрытием за это время примерно 17-км толщей отложений, то майкопская серия менее чем за 16 млн лет была перекрыта толщей отложений мощностью до 13,5 км, т.е. темпы погружения майкопской толщи были значительно выше, чем предыдущих. Среднемиоцен-понтические отложения за 5 млн лет были перекрыты более чем 9-км толщей осадков, что свидетельствует о еще более высоких темпах их захоронения. Сказанное более наглядно можно проследить на графике интенсивности прогибания дна западного суббассейна Южно-Каспийской впадины (рис. 4).
Раздвоенная часть графика характеризует время существования в суббассейне двух котловин. Темпы погружения дна западного суббассейна можно разделить на три этапа. Первый этап длился до конца эоцена и характеризовался в среднем малой скоростью (до 55 м/млн лет) прогибания. Второй этап, охватывающий майкопское время, можно считать переходным. В это время скорость погружения составила более 160 м/млн лет. Третий этап, приходящийся на средний миоцен-четвертичный период, характеризовался резким возрастанием скорости прогибания дна до 800 м/млн лет в среднем, что, очевидно, объясняется также активизацией сжимающих напряжений. Как видно, переходный этап наступил со времени установления режима сжатия в пределах Южно-Каспийской впадины и дальнейшее увеличение скорости прогибания было связано наряду с другими факторами и с возрастанием интенсивности сжимающих напряжений.
Проведенные исследования позволяют сделать следующие выводы.
1. На формирование мощностей осадочных толщ Бакинского архипелага и Центрального сектора Южно-Каспийской впадины непосредственное влияние оказывали раздробленность кристаллического основания и сжимающие напряжения, возникшие здесь не позднее раннего миоцена.
2. Развитие сжимающих напряжений северо-восточной ориентации в пределах Бакинского архипелага и Центрального сектора Южно-Каспийской впадины связано с распирающим воздействием Аравийского выступа на Анатолийскую и И рано-Афганскую плиты.
3. Нагнетание реологически активных масс в западную приборто- вую часть Южно-Каспийской впадины способствовало формированию над ними регионального поднятия, четко выраженного в ПТ.
4. Грязевулканизм в Южно-Каспийской впадине приурочен к участкам развития в осадочном чехле сжимающих напряжений, которые в данном случае следует рассматривать как положительный фактор при формировании УВ-скоплений в гранулярных терригенных коллекторах.
Литература
1. Багир-заде Ф.М., Керимов К.М., Салаев С.Г. Глубинное строение и нефтегазоносность Южно-Каспийской мегавпадины. - Баку: Аз. гос. издат., 1987.
2. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. Кн. 2. - М.: Недра, 1990.
3. Каспийское море, геология и нефтегазоносность / Л.И. Лебедев, И.А. Алексина, Л.С. Кулакова и др. - М.: Наука, 1987.
4. Мамедов А.В. Каспийское море в мезозое и кайнозое // Изв. Академии наук Азербайджана. Разд. “Науки о Земле". - 1998. - № 1. - С. 9-10.
5. Рахманов Р.Р. Грязевые вулканы и их значение в прогнозировании газонефтеносности недр. - М.: Недра, 1987.
Abstract
In formation of South-Caspian depression and its sedimentary cover the fundamental importance belongs to geodynamic factor as well as to geostatic load produced by water mass and sediments. The effect of these factors under South-Caspian depression conditions is complicated by its crystallic basement within Baku archipelago and Central sector by complex formed graben. Similar structure of the basement is favourable for compressive stresses in these parts of the depression due to the expanding effect of the Arabian protrusion on the Anatolian and Iran-Af- ghanistan plates in process of Arabian plate advance to the north. Compression forces have favoured to structure formation,mud volcanism development and had effect on formation of sedimentary thickness. As an example are given a character of distribution of Quaternary deposits thickness in some parts of South Caspian depression as well as extent of their dislocation. The effect of compressions on the sedimentary cover of the depression is considered as a positive factor in formation of HC accumulations in terrigene granular reservoirs.
Рис. 1. ГЛУБИННЫЙ СЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ПРОФИЛЬ (А) И ПРОФИЛИ КОМПЕНСАЦИИ (Б)
1 - магматические породы мезозоя; 2- палеозойский фундамент; 3- граниты; 4 - базальты; 5 - глубинные разломы (а) и разрывные нарушения (б)
Рис. 2. ГЛУБИННЫЙ СЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ПРОФИЛЬ (А) И ПРОФИЛИ КОМПЕНСАЦИИ (Б)
Усл. обозначения см. на рис. 1
Рис. 3. СХЕМА ВЗАИМООТНОШЕНИЙ ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ ПО ОБРАМЛЕНИЮ ЮЖНО-КАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ
Границы. 1 - коллизионные, 2- спрединговые, 3 - субдукционные; 4 - направление перемещения литосферных плит
Рис. 4. ГРАФИК ИНТЕНСИВНОСТИ ПРОГИБАНИЯ ДНА ЗАПАДНОГО СУББАСЕЙНА ЮЖНО-КАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ
