Сведения о глубинном строении Западного Примугоджарья, восточного обрамления Прикаспийской впадины, до последнего времени были весьма скудными и базировались в основном на данных глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) и сейсмологических исследований методом обменных волн землетрясения (МОВЗ), проведенных ИГН АН КазССР и Казгеофизтрестом по отдельным профильным пересечениям. Эти исследования позволили получить представления о поведении преимущественно глубинных границ коры и верхней мантии, тогда как структура верхних горизонтов земной коры по-прежнему оставалась слабо освещенной. Таким образом, многие вопросы геологического строения Западного Примугоджарья, в пределах которого многими исследователями выделяются краевой, либо периклинальный прогибы и область погребенных герцинид, оказались невыясненными и носят в основном дискуссионный характер. Особенно слабоизученной оказалась складчатая зона погребенных герцинид, где только в последние годы были проведены сейсмические исследования МОГТ Актюбинской геофизической экспедицией по субширотным профилям, пересекающим Западное Примугоджарье вкрест простирания основных структурных зон на участке между широтами ст. Кандагач и Эмба. Выполненные работы позволили достаточно полно изучить строение верхней части разреза земной коры рассматриваемого региона. На приведенных сейсмических профилях МОГТ (рис. 1), проложенных через Остансукский прогиб, Уралтаускую (Орь-Илекскую) и Магнитогорскую (Зеленокаменную) зоны, видно, что по характеру строения различные структурно-формационные зоны выделяются довольно отчетливо,

В толще подсолевых отложений четко прослеживаются три опорных отражающих горизонта: П₁, приуроченный к поверхности докунгурского палеозоя, П₂ - П₂¹ - к поверхности визейско-башкирских образований П₂² - П₂³ - к поверхности средне-верхнедевонских образований. Между первыми двумя горизонтами фиксируются резкие угловые несогласия, обусловленные погружением горизонта П₂ - П₂¹ к востоку, в сторону складчатых зон Урала. Толща палеозойских отложений, заключенная между горизонтами П₁ и П₂ - П₂¹, представлена раннеорогенной морской терригенной молассой, о чем свидетельствуют данные глубоких скважин (П-11 Северный Остансук, П-26 Байджарык, П-27 Джурун, П-30 Джилансаид, Г-15 Карнак и др.). Таким образом, основанием раннеорогенного комплекса служат визейско-башкирские образования, представленные в пределах Байджарыкской, Карнакской и Алибекмолинской антиклиналей карбонатными породами шельфового типа, а в других частях Остансукского прогиба - их глубоководными аналогами. Мощность раннеорогенного (московско-артинского) комплекса в Остансукском прогибе варьирует от 2600 до 400 м, а доорогенного - от 4000 до 5000 м. По данным КМПВ и МОГТ поверхность кристаллического фундамента, ступенчато погружаясь к востоку от Темирского свода, достигает глубины 11-12 км.

По формационному характеру палеозойских пород и особенностям развитых здесь структур Остансукский прогиб подразделяется на две подзоны: внутреннюю (шириной 9-13 км), расположенную на складчатом основании, и внешнюю - на платформенном основании. Восточная граница внутренней подзоны проходит по Сакмарско-Кокпектинскому разлому, западная - вдоль западного крыла Карнакско-Жарыкской антиклинальной складки, где раннеорогенный комплекс резко погружается к западу, а доорогенный каменноугольно-девонский, испытавший моноклинальное погружение к востоку, круто воздымается, облекая выступ раннегерцинских, вероятнее всего, магматических образований (судя по характеру сейсмической записи: полное отсутствие регулярных отражений). Западная граница внешней подзоны трассируется вдоль восточного склона Темирского выступа фундамента.

Геолого-геофизические данные показывают, что Остансукский прогиб, так же как и Актюбинское Приуралье, сложен породами, типичными для краевого прогиба, и осложнен схожими линейно вытянутыми антиклинальнымм складками уральского простирания, что дает основание вслед за Н.В. Неволиным (1965), А.К. Замареновым (1970) [3, 4] рассматривать Остансукский прогиб наряду с Актюбинским Приуральем в качестве краевого прогиба, протягивающегося вдоль западного склона погруженной зоны Южного Урала.

Вторым крупным структурным элементом, образованным в герцинский этап тектогенеза, является Уралтауская антиклинорная зона, западная граница которой совпадает с Сакмарско-Кокпектинским глубинным разломом. С востока она сопряжена с Магнитогорской синклинорной зоной. Ширина зоны составляет около 45-50 км. Уралтауская зона в геологическом отношении представляет собой сложное гетерогенное многоэтажное складчатое сооружение, сформировавшееся в результате нескольких геосинклинальных тектонических циклов. В открытой части Урала эта зона сложена верхнепротерозойскими, нижне-палеоэойскими и силурийско-нижнедевонскими породами, высокометаморфизованными и интенсивно дислоцированными [ 1 ].

В разрезе складчатого сооружения Уралтауской зоны отчетливо выделяются два крупных структурных этажа (см. рис. 1). Нижний структурный этаж, включающий предположительно кембрийско-ордовикские образования, характеризует каледонский цикл развития Урала. Нижнепалеозойский комплекс представлен преимущественно терригенными и вулканогенно-терригенными толщами среднего - верхнего кембрия и молассоидными отложениями верхнего кембрия - ордовика. Породы этого комплекса подверглись интенсивному складкообразованию. Складчатые структуры осложнены разрывными нарушениями, часть из которых относится к категории глубинных разломов, проникающих в толщу дорифейского кристаллического фундамента, глубина залегания которого здесь составляет около 9-11 км. К востоку в направлении Магнитогорской зоны, поверхность фундамента испытывает ступенчатое погружение.

Общая мощность рифейско-ордовикских отложений в разрезе рассматриваемого участка Уралтауской зоны оценивается в 5-7 км. Судя по характеру наблюдаемой волновой -картины над поверхностью предполагаемого дорифейского фундамента, прогнозируемые здесь верхнепротерозойские породы образуют более пологие формы залегания, однако провести четкую границу между байкалидами и каледонидами не представляется возможным. Более уверенно трассируется граница между каледонидами и герцинидами, где граница несогласия перекрыта потоками лав большой мощности.

Выделяются два наиболее крупных лавовых массива. Нижний непрерывно протягивается к востоку от Сакмарско-Кокпектинского разлома и слагает ложе Магнитогорской синклинорной зоны. Мощность этого массива в центральной части Уралтауской зоны колеблется от 1800 до 2600 м, а в направлении синклинорной зоны заметно сокращается. Мощность верхнего массива несколько меньше и изменяется в пределах 900 и 1800 м. Эродированная поверхность его на значительном протяжении перекрыта мезозойско-кайнозойской толщей, а отдельные депрессии выполнены осадочными образованиями верхнего девона - нижнего карбона.

В пределах Уралтауской зоны в герцинские этапы тектогенеза наблюдались две стадии вулканизма, проявившиеся в силурийско-раннедевонское и среднедевонское время [1, 2]. В более позднее время магматические процессы здесь не отмечены. Из этого следует, что рассмотренные потоки эффузивов (основных и средних лав) связаны, вероятно, с проявлениями этих стадий вулканизма.

Помимо излияния магмы основного и среднего составов происходили подводные излияния и офиолитовой магмы по западной окраине Уралтауской зоны. Офиолитовые потоки представлены здесь плосковыпуклыми телами грибообразной формы. Мощность их (в срединной части потока) достигает 1 км и более, формирование офиолитов относится, вероятно, к силуру и началу девона;они перекрываются либо вулканитами, либо осадочными породами среднего девона - нижнего карбона (например, в районе Изембетской антиклинали). При излиянии офиолитовой магмы основным подводящим каналом служил Сакмарско-Кокпектинский глубинный разлом, вдоль которого протягивается пояс офиолитов, получивший название "главный гипербазитовый пояс Урала". Последний по данным геофизических исследований трассируется и в пределах Южно-Эмбинского поднятия, в районе Терескена.

Таким образом, герцинский этап развития Уралтауской антиклинорной зоны характеризуется интенсивным проявлением магматизма в силуре-среднем девоне. Образовавшиеся потоки лав, постепенно утоняясь, вначале полого, а затем круто погружаются к востоку, фиксируя западный борт Магнитогорского синклинория, в котором выполняющие его осадки под влиянием боковых напряжений оказались интенсивно смятыми в гармоникообразные складки, осложненные разными нарушениями типа взбросов и небольших надвигов. Ширина синклинорной зоны здесь составляет 36-40 км, глубина депрессии в центральной ее части достигает 9 км.

Наличие Главного Уральского (или Кемпирсайско-Даульского) глубинного разлома, рассматриваемого многими исследователями в качестве западной границы Магнитогорской зоны в этом регионе, не подтверждается. Имеющиеся здесь разломы не являются сквозными: у основания вулканогенно-осадочных отложений они затухают, не проникая в толщу ложа синклинория, сложенную вулканитами силура - нижнего девона.

Здесь следует заметить, что границы раздела тех или иных отложений трактуются некоторыми исследователями как швы региональных надвигов и шарьяжей (при интерпретации сейсмических материалов по Западному Примугоджарью), что далеко не всегда соответствует действительной картине. Об отсутствии покровных структур свидетельствуют результаты бурения скв. П-33 на Изембетской антиклинали, где под складчатым этажом предполагалось вскрыть платформенный этаж, сложенный терригенными и карбонатными отложениями верхнего девона - нижнего карбона. Фактически вскрытый разрез палеозойской толщи представлен (сверху - вниз) терригенными образованиями верхнего девона - нижнего карбона (интервал 220-1850 м), породами офиолитовой ассоциации (1850-4300 м), метаморфическими породами (4300-4600 м), а в основании разреза - осадочными терригенными образованиями (4600-5200 м), по предварительным данным, нижнего девона. Вскрытая мощность палеозойских отложений составляет около 5000 м.

Другим аргументом могут служить и данные о структурном положении ультраосновных массивов, которые вряд ли могут рассматриваться в качестве покровной чешуи, так как они имеют глубокие корни, достигающие глубинных разломов, трассируемых по западной окраине Сакмарско-Уралтауской зоны. Однако нельзя отрицать существование внутриформационных надвигов, особенно в нижнем структурном ярусе, где дислоцированная толща раннепалеозойских образований имеет чешуйчато-покровный облик (рис. 2).

1. Абдулин А.А. Геология Мугоджар. - Алма-Ата: Наука.- 1973. - С. 335-344.

2. Геология СССР. Западный Казахстан. - М.: Недра. -1970. - Т. XXI. - С. 16-26.

3. Заморенов А.К. Средний и верхний палеозой восточного и юго-восточного обрамлений Прикаспийской впадины.- Л.: Недра. - 1970. - С. 126-138.

4. Неволин Н.В. Общие черты глубинного геологического строения Западного Казахстана. - М.: Недра. - 1965. - С. 42-51.

Three structural-facies zones, sharply differing by structure, are revealed at Western Pre-Mugodjrie by seismic investigations by common deep point (CDP) method: a foredeep, Uraltauskaya anticlinorium and Magnito-gorskaya synclinorium zones. Hercynic stage of Uraliaus-kaya zone development is characterized by intensive magmatism shows at the Silurian-Middle Devonian. The Main Ural deep fault occurence, which is regarded by some investigators as western frontier of Magnitogorsk zone. Is not proved by seismic materials of CDP. The faults, occured here, are not through. Geological structure of Pre-Mugodjar folded zones does not allow to draw the conclusion about wide development of sheet structures here.

Рис. 1. Сейсмопрофили 657-А МОГТ (а) и 918-А МОГТ (б), характеризующие строение Западного Примугоджарья. (По материалам Актюбинской геофизической экспедиции).

1 - основные (а) и прочие (б) отражающие горизонты; 2 - Сакмарско-Кокпектинский разлом; 3 - прочие разломы; 4 - основание орогенного комплекса; 5 - соленосные отложения кунгура; 6 - терригенные отложения; 7 - осадочно-вулканогенные отложения; 8 - вулканиты среднего состава; 9 - ультраосновные породы; 10 - вулканиты основного состава; 11 - кристаллический фундамент; 12 - известняки