Западно-Туранская плита и образования Южно-Каспийской впадины

Эта часть Туранской плиты отделена от Скифской плиты проходящим в море Астраханско-Гурьевским разломом (Гурьев ныне называется Атырау), граничит на севере вдоль Южно-Эмбенского шва с Прикаспийской синеклизой, на востоке вдоль меридиональных разломов Урало-Оманского линеамента с погребенным продолжением палеозойского Урала и на юге отделена разломом вдоль южного ограничения Кубадаг-Большебалханской зоны поднятий от Западно-Туркменской впадины, относящейся уже к Альпийско-Гималайскому поясу.

Фундамент плиты почти полностью скрыт под осадочным чехлом , обнажаясь лишь на небольших участках в Туаркыре и Кубадаге, пересечен многочисленными скважинами и изучен по данным магнитометрии, гравиметрии и сейсморазведки. За исключением Северного Устюрта и Кубадага, он представлен в своей верхней части средне- и верхнепалеозойскими образованиями. Основную роль играют метаморфизованные в зеленосланцевой фации осадочные и вулканогенные, очевидно островодужные образования. В Туаркыре известны выходы офиолитов, которые могут иметь раннепалеозойский возраст. Офиолитовые швы - сутуры намечены по геофизическим данным вдоль южного ограничения Северного Устюрта и вдоль северной и южной периферии Карабогазского блока. Верхний комплекс фундамента включает верхи нижнего карбона, карбона и нижнюю пермь, сложен мелководно-морскими, терригенными крупнообломочными, а также карбонатными отложениями с участием вулканитов. Эти отложения метаморфизованы в низших ступенях зеленосланцевой фации. В пределах Северного Устюрта средний и верхний палеозой не метаморфйзованы и не относятся к фундаменту, который имеет здесь более древний возраст. На остальной площади плиты палеозойский фундамент включает значительное число плутонов гранитоидов, наиболее широко распространенных в Карабогазском блоке и в ограничивающей его с юга зоне Кубадага-Большого Балхана. Возраст таких плутонов от 450 до 190 млн лет (К-Ar метод).

В поздней перми, но главным образом в триасе активно развивались рифтовые троги, из которых основной Мангышлакско-Карашорский представлял непосредственное продолжение Донецко-Каспийской рифтовой системы. Он испытал инверсию в ранне-киммерийскую эпоху, на рубеже триаса и юры, сопровождавшуюся интенсивными складчато-надвиговыми деформациями и образованием горного рельефа. Последний возродился на неотектоническом этапе развития региона, создав так называемый Горный Мангышлак (хр. Каратау). Другая подобная зона выражена невысоким Туаркырским кряжем. Она рассматривается либо как смещенное по сдвигу юго-восточное продолжение Донецко-Мангышлакской рифтовой системы (Ю.А.Волож и др.), либо как самостоятельная рифтовая зона того же типа и возраста, продолжающаяся на запад в Каспийское море (В.И.Попков и др.) и аналогичная подобным же зонам Предкавказья и Крыма. За пределами этих зон отложения верхней перми и триаса либо отсутствуют (на крайнем юге), либо представлены значительно менее мощными красноцветными континентальными (на севере) или мелководно-морскими осадками.

Накопление плитного чехла началось на Западно-Туранской платформе, как и на Скифской, в юре, с отложения континентальной, затем паралической терригенной формации среднеюрского (включая келловей) возраста; верхняя юра сложена карбонатами. В конце юры платформа испытала осушение, сменившееся в начале мела трансгрессией, которой на юге предшествовало отложение континентальных красноцветов. Отложения нижнего мела и сеномана мелководно-морские, терригенно-карбонатные, а верхнего мела (турон-сенон) карбонатные. Нижний палеоген карбонатный, отделен от мела перерывом; олигоцен и нижний миоцен глинистые (более мелководный аналог майкопской серии Предкавказья), средний и верхний миоцен - прибрежно-мелко-водный (известняки-ракушечники и т.п.). В плиоцене-квартере почти вся платформа, за исключением самой южной части, где проявилась акчагыльская трансгрессия, испытала осушение и дифференцированное поднятие.

Самым северным элементом Западно-Туранской платформы является пограничная
с Прикаспийской синеклизой Южно-Эмбенская зона, которой отвечает погребенное поднятие, сформированное в позднем визе в результате инверсии позднедевонско-раннекарбонового рифта, являвшегося ответвлением Донецко-Мангышлакской рифтовой системы. Поздневизейские деформации носили характер транспрессии с левосдвиговой компонентой.

Южно-Эмбенская зона отделяет Прикаспийскую синеклизу от Северо-Устюртской, имеющей форму треугольника, его широкой стороной является восточная, меридиональная. Эта синеклиза наложена на блок континентальной коры байкальского возраста по единичным вскрывшим фундамент скважинам. Глубина синеклизы достигает 12 км, из которых 5 км приходится на юрско-кайнозойский комплекс. Ниже последнего вскрыты красноцветная континентальная толща триаса - верхней перми и сероцветная мелководно-морская толща нижней перми - карбона, верхняя часть которой имеет карбонатно-глинистый состав с подчиненными вулканитами, а нижняя -вулканогенно-обломочный с существенным участием вулканитов основного и среднего состава. Наиболее древние отложения чехла, достигнутые бурением, имеют верхнедевонский возраст. На востоке, в Приаралье, скважины вскрыли среднепалеозойские отложения, испытавшие некоторый метаморфизм. Доюрский комплекс в синеклизе отделен несогласием от юрских отложений и в отличие от последних обнаруживает заметную дислоцированность.

С юга Северо-Устюртскую синеклизу ограничивает зона поднятий, наиболее значительным из которых является Северо-Бузачинский свод. Центрально-Устюртская полоса прогибов отделяет эту зону от Центрально-Мангышлакской зоны раннекиммерийской складчатости, сопровождающейся с юга глубокой Южно-Мангышлакской зоной прогибов, выполненных триасовыми и более молодыми отложениями. К ее юго-западной части примыкает расположенное на побережье Каспия Песчаномысское поднятие, представляющее северо-восточное окончание пересекающей Каспийское море от дельты р.Самур полосы поднятий. Южнее в море продолжается Туаркырскаязона раннекиммерийских дислокаций, образующая одновременно северо-восточное обрамление Карабогазского свода, наиболее крупного структурного элемента юга Западно-Туранской плиты, западная часть которого скрыта под водами Каспийского моря. Кровля фундамента в центральной части этого свода залегает на глубине менее 1 км, а сам фундамент сложен в основном палеозойскими гранитоидами. С юго-запада Карабогазский свод окаймляется поднятием Кубадага-обнаженным отрезком краевого позднепалеозойско-триасовоговулкано-плутонического пояса. По крупному разлому он граничит с Келькорским неогеновым прогибом-северным элементом Западно-Туркменской молассовой впадины альпийского пояса .

Основные структурные элементы чехла Западно-Туранской плиты прослеживаются на западе, в море, на расстояние нескольких десятков километров, а затем «растворяются» в широкой моноклинали, образующей северо-восточный борт Терско-Каспийского прогиба.

Южно-Каспийская впадина и Западно-Туркменский прогиб
Южно-Каспийская впадина представляет уникальную структуру. Ее выполняет толща отложений огромной -до 25 км, мощности, в ней необычно ярко проявлены глиняный диапиризм и грязевый вулканизм, к ней приурочены крупные нефтяные месторождения, составляющие надежду Азербайджана и Туркмении.

Впадина имеет овальную форму с длинной осью, ориентированной меридионально, протяженностью 400 км; ее глубина превышает 1000 м. В эту впадину с запада открываются Апшероно-Кобыстанский и Нижнекуринский прогибы, с востока Западно-Туркменский, а на юге к ней примыкает Предэльбурский прогиб. Глубоководная часть впадины состоит из двух котловин - на севере Азербайджанской, на юге Иранской. На востоке под широким шельфом скрывается погребенное поднятие Година, установленное первоначально по гравимагнитным данным, а теперь подтвержденное сейсмикой. Пологий свод этого поднятия лежит на глубине 8 км и перекрыт горизонтально залегающим кайнозоем. На склонах свода к нему прислонены меловые отложения, а на переходе к глубоководной котловине предполагается разлом. На востоке на склон поднятия Година наложен Западно-Туркменский молассовый прогиб.
Вполне достоверные данные о строении консолидированной коры в пределах глубоководной котловины Южного Каспия пока отсутствуют, но данные ГСЗ указывают на океанский или субокеанский тип коры. Разрез осадочного чехла изучен лишь в части его верхней половины, которая относится к плиоцену-квартеру. Мощность продуктивной толщи достигает 6,5 км. Судя по выбросам грязевых вулканов, ниже несомненно присутствие глинистых отложений миоцена и олигоцена, но исчерпывается ли этим разрез чехла, остается не известным .
Весь осадочный чехол к западу от поднятия Година вовлечен в складчатые деформации, в общем того же брахиантиклинального типа, что и на прилегающей суше. В области северо-западного и западного, азербайджанского шельфа цепочки брахиантиклиналей продолжают в море антиклинальные зоны Апшерона, Кобыстана и Нижнекуринской впадины, постепенно меняя свое северо-западное простирание на северо-се-веро-западное. В центральной части впадины простирание складок становится меридиональным, а в восточной оно как бы приспосабливается к очертаниям поднятия Година, меняясь на северо-восточное в северной половине впадины и юго-восточное - в южной. Складки осложнены глиняными диапирами и грязевыми вулканами; некоторые грязевые вулканы возвышаются в виде островов.
По сейсмическим данным, корни диапиров и вулканов уходят чуть ли не в основание осадочного чехла .

Вопрос о времени и способе образования Южно-Каспийской впадины остается дискуссионным. Достаточно очевидно, что современная вытянутая в меридиональном направлении форма всего Каспийского бассейна приобретена им после начала продвижения Аравийской плиты в направлении края Евразии в позднем миоцене одновременно с образованием Транскавказского поперечного поднятия. К началу плиоцена уже обособилась Южно-Каспийская впадина, приютившая реликт Понтического бассейна. В миоцене и олигоцене впадина, вероятно, служила депоцентром или депоцентрами мощных глинистых осадков. Судя по данным относительно Черноморской впадины, мощность одной лишь майкопской серии может превышать 5 км и около того может приходиться на долю остального миоцена. Несомненно, что корни глиняных диапиров и грязевых вулканов не могут лежать ниже Майкопа, ибо образования низов палеогена, мела и юры в обрамлениях впадины либо карбонатные, либо вулканогенные, либо, наконец, обломочные. Ктомужедоолигоценовые структурные элементы Кавказа продолжаются в направлении Южного Каспия, сохраняя свое субширотное простирание; это касается и Шемахино-Кобыстанского прогиба, и Кахетино-Вандамского поднятия, и Талыша, структуры которого срезаны побережьем Каспия. Поэтому представляется наиболее вероятным заложение Южно-Каспийской глубоководной впадины на рубеже эоцена-олигоцена, когда во всем Кавказском регионе началась значительная структурная перестройка.

Что же касается геодинамических условий образования Южно-Каспийской впадины, то тут могут обсуждаться две версии. По одной из них, эта впадина, подобно Черноморской, может представлять продукт задугового рифтинга и спрединга, связанного с развитием магматической дуги Эльбурса. Магматизм в Эльбурсе проявлялся в мезозое-кайнозое дважды - в апте-сеномане на северном склоне, в очевидной связи с суб-дукцией с юга, и затем в эоцене на южном склоне, шошонитового типа, субдукционное происхождение которого менее очевидно, поскольку несомненная зона субдукции в это время находилась далеко к югу. Эоце-новый вариант лучше согласуется со сказанным выше относительно возраста основания осадочного чехла впадины, но среднемеловой - с событиями в Черном море. Обоим несколько противоречит меридиональная вытянутость глубоководной и «безгранитной» части впадины, но она может быть вторичной.

Другая версия сводится к образованию Южно-Каспийской впадины в результате рифтинга в меридиональном направлении, что частично подтверждается существованием в ограничении впадины разломов этого направления с опущенными крыльями, обращенными в сторону впадины - Западно-Каспийского, Восточно-Каспийского в обрамлении поднятия Година, а также, вероятно, разлома между западным шельфом и центральной котловиной, где происходит довольно резкое изменение простирания складок.

Так или иначе, относительная молодость Южно-Каспийской впадины и ее рифтогенное происхождение несомненны.