Геологическое строение и нефтегазоносность платформенной части Каспийского моря

Введение

Для современного этапа развития геологии характерно интенсивное изучение строения дна морских и океанических водоемов. Причем этим изучением охвачены площади не только океанов, но и относительно небольших внутренних - эпиконтинентальных морей. Это вполне понятно, поскольку разработка вопросов геологического строения этих водоемов необходима:

• для выяснения закономерностей строения и теории развития внутренних морей,
• для более глубокого понимания геологии регионов, окружающих подобные моря,
• для поисков полезных ископаемых, в 1^ю очередь нефти и газа, на дне этих водоемов, представляющих собой крупные осадочные депрессии.

В ряду континентальных водоемов СССР особое место занимает Каспийское море, являющееся крупной гетерогенной депрессией, пересекающей различные геоструктурные элементы. Несмотря на то, что геологии Каспийского моря посвящено большое количество работ и здесь проводятся обширные исследования, многие вопросы строения и истории развития этого водоема остаются пока открытыми. Это относится в 1^ю очередь к соотношению структурных элементов восточной и западной частей Каспийского моря, положению отдельных структур и соотношению структурных планов фундамента и отдельных этажей осадочного чехла и т.д.

Кроме того, до недавнего времени практически очень невелик был объем знаний о строении верхней части осадочного чехла, что не позволило в полной мере произвести реконструкцию истории геологического развития Каспийского моря.

1^я задача настоящей работы - освещение указанных вопросов для области Каспийского моря, лежащей к северу от Апшеронского порога, которая в географическом отношении включает в себя Северный и Средний Каспий. Работами предыдущих исследователей было установлено, что данная область Каспия в структурном отношении является неоднородным, гетерогенным образованием. Здесь выделяются Русская докембрийская платформа, эпигерцинская платформа, Терско-Каспийский краевой прогиб и Альпийская складчатая область; последняя занимает лишь небольшой участок Среднего Каспия на юге. По сути дела, рассматриваемый регион является главным образом платформенным образованием, хотя и гетерогенным по своей природе.

2^я освещение перспектив нефтегазоносности рассматриваемого региона.
Каспийское море является районом, где ведется промышленная добыча нефти и газа в море.

Однако до настоящего времени нефтедобыча была сосредоточена в Южном Каспии в районе Апшероно-Прибалханской зоны поднятий: на Апшеронском и Бакинском архипелагах. В то же время, исходя из общегеологических предпосылок, считается, что в пределах северной части Каспийского моря могут также содержаться скопления нефти и газа. В основу предлагаемой вниманию читателей работы положены, прежде всего, материалы комплексных геолого-геофизических исследований акватории Среднего и Северного Каспия, которые проводились в течение ряда лет лабораторией геологических исследований морских нефтегазоносных областей ИГиРГИ. Эти работы были начаты еще при жизни В. Соловьева и продолжены коллективом лаборатории в последние годы (рис. 1). Проведенные исследования, а именно геоакустическое профилирование, изучение рельефа дна, изучение колонок донных отложений, позволили охарактеризовать особенности строения верхней части осадочной толщи и установить закономерности ее развития. Обобщение материалов морских геофизических исследований и данных геолого-геофизических работ по обрамляющей суше дало возможность осветить основные черты глубинного строения рассматриваемого региона. Комплекс указанных данных совместно с известными сведениями по нефтегазоносности окружающей суши и мелководных участков дна позволил произвести оценку перспектив нефтегазоносности рассматриваемого района. Помимо авторов настоящей работы в проведенных исследованиях в различное время участвовали В. Гельман, В. Падучих, В. Черенов, Б. Солнцев. Морские исследования выполнялись на судах ИГиРГИ Затвор и Поиск во главе с капитаном Б.Ивановым.

1. Методика исследования

Для выяснения геологического строения рассматриваемой части Каспийского моря применялся комплекс методов. Прежде всего, были использованы данные бурения, проводящегося в мелководных районах моря и на прилегающих участках суши, кроме того, анализировались результаты морских и наземных геофизических исследований, данные подводной геологической съемки и картировочного бурения.

Кроме этих сведений, которые были почерпнуты из литературных источников, использовались результаты собственных экспедиционных работ ИГиРГИ, во время которых широко применялся метод геоакустического профилирования и проводились структурно-геоморфологические исследования.

Данные региональных гравимагнитных исследований были использованы для оценки глубины залегания кристаллического фундамента и мощности осадочного чехла. Совместный анализ гравимагнитных данных позволил выбрать наиболее вероятные значения указанных оценок. Расчет верхних кромок магнитовозмущающих масс производился наиболее распространенными методами, к которым относятся способ касательных с применением поправочных коэффициентов В. Пятницкого и метод Пудовкина. Выбор того или иного метода определялся характером кривой ΔТ₃.

Глубины залегания поверхности кристаллического фундамента по данным гравиметрических исследований рассчитывались 2^мя способами:

а) по формуле для вертикального пласта,

б) по формуле Фишера.

Для оценок глубин залегания кристаллического фундамента использовались также данные ГСЗ, КМПВ и электроразведки методом НДОЗ.

Для анализа строения осадочного чехла, кроме результатов бурения и подводной геологической съемки, использовались данные сейсмических исследований и геоакустического профилирования.

Метод геоакустического профилирования для выяснения особенностей строения осадочной толщи и оценки перспектив нефтегазоносности морского дна разрабатывается в ИГиРГИ с 1967 г ИГиРГИ совместно с ИАЭ им И. Курчатова была разработана геоакустическая установка, которая успешно применялась при проведении геологических исследований на акваториях Каспийского, Азовского и Черного морей. Особенности этой аппаратуры и методика геоакустического профилирования были описаны ранее (Соловьев и др, 1971; Лебедев, Падучих, Гельман, 1974).

Кратко остановимся на особенностях интерпретации результатов геоакустического профилирования. Как известно, в итоге геоакустического профилирования получается геоакустическая лента, которая представляет собой временной разрез морского дна. Вертикальный масштаб этого разреза зависит от скорости вращения барабана самописца и соответственно длительности развертки, а горизонтальный - есть функция скорости движения судна и протяжки бумаги на самописце. Целью интерпретации геоакустических лент является построение временных разрезов с нанесением реальных отражающих горизонтов. В связи с этим в процессе интерпретации выполняются следующие операции:

1. анализ волновой картины и корреляция характерных отражений;
2. выделение опорных отражений, имеющих большую протяженность и отчетливую запись;
3. выделение отдельных горизонтальных площадок;

1. выделение волн-помех, связанных с кратными отражениями, боковыми волнами и др.;
2. выделение областей с относительно слабой записью;
3. выделение областей с хаотической записью, сопровождающихся резким ослаблением интенсивности отражений, что может быть связано с наличием зон смятия и тектонических нарушений;
4. выделение областей с резким сокращением длительности записи и потерей корреляции маркирующих горизонтов.

Отраженные от границы раздела 2^х сред с различной акустической жесткостью импульсы приходят на вход усилителя в виде отрезка затухающей синусоиды. На ленте запись отрезка синусоиды выглядит чередованием нескольких черточек, соответствующих полупериодам волн. Совокупность черточек вдоль профиля представляет запись отраженных импульсов от границы раздела. Длительность отраженного импульса, зависящая от количества периодов в отрезке синусоиды, определяет разрешающую способность записи. В силу особенности регистрации колебаний методом переменной плотности на электрохимической бумаге, имеющей динамический диапазон записи порядка 20 децибел, практически пропадает такой важный корреляционный признак, как амплитудный. Поэтому основными критериями являются кинематические признаки - длительность записи, частота колебаний, синфазность 1^х вступлений. Огибающая по точкам, соответствующим началу периода колебания, в виде плавной кривой, направленной под небольшими углами к горизонтали, представляет собой ось синфазности колебаний.

1^м этапом в интерпретации лент геоакустического профилирования является выделение осей синфазности колебаний. Оси синфазности проводятся по точкам, соответствующим первым вступлениям и уверенно прослеживаемым на некотором расстоянии вдоль профиля. При выделении осей синфазности одновременно принимаются во внимание все кинематические критерии, перечисленные выше.

Следующим этапом интерпретации является выделение осей синфазности, связанных с многократными отражениями. Как известно, наиболее благоприятным условием для образования кратных волн является наличие 2^х или более сейсмогеологических границ с резким перепадом акустических жесткостей. Наиболее характерными границами на море являются границы воздух-вода и вода-дно. Коэффициент отражения от границы воздух-вода почти равен 1, а от границы вода-дно может достичь 0,3. При наличии таких резких отражающих границ акустический импульс может отразиться до 3-4 раз. При этом многократные отражения полностью повторяют рельеф дна, но под углами наклона, в n раз большими, где n - число отражений. Этот признак является наиболее характерным при распознавании многократных отражений.

В случае пологого залегания дна выделение многократных отражений значительно затруднено. Здесь уже приходится принимать во внимание, кроме двойного времени прихода волны, характер записи. Если запись соответствует по длительности и частотной характеристике сигнала отражению от дна с удвоенным временем прихода, то ее следует интерпретировать как двойное отражение.

Сложнее разделение многократных и однократных отражений, относящихся к геологическим слоям. При наличии большого числа отражающих границ возможны различные комбинации отражений между пластами. С целью определения характера отражений по возможным геологическим границам строят теоретические оси синфазности многократных и частично кратных отражений. В случае совпадения имеющихся на ленте осей синфазности с теоретическими их рассматривают как связанные с многократными отражениями. При этом учитывается характер записи предполагаемых многократных волн, он сравнивается с характером записи известных реальных отражений. Отражаясь от многих границ раздела, многократные волны могут интерферировать между собой. Характер записи таких суммарных волн может резко отличаться от характера записи 1 - кратных волн. Поэтому приходится относиться с большой осторожностью к корреляции отражений при наличии большого числа отражающих границ.

При анализе волновой картины иногда наблюдается перерыв в записи отражений, хорошо прослеживаемых на значительном протяжении по профилю. Это можно объяснить резким уменьшением значений коэффициента отражений, обусловленного шероховатостью поверхности или изменением литологического состава пород на этом участке. Изменение характера отражающей границы наиболее вероятно связано с зоной тектонического нарушения. При этом могут наблюдаться боковые волны, т.е. волны, отраженные от плоскости среза нарушения.

По результатам интерпретации лент геоакустического профилирования строятся сейсмогеологические разрезы. При этом все выделенные отражающие горизонты переводятся в линейный масштаб по вертикали и горизонтали, на разрез наносятся зоны тектонических нарушений. Для пересчета сейсмогеологических профилей из временных масштабов в линейные необходимо знание средних скоростей распространения звуковых волн в толще осадков.

В пределах исследованной части Каспийского моря по сейсмогеологическим условиям выделяются 4 района с различными скоростными характеристиками разреза:

- западный, охватывающий западный шельф и верхнюю часть материкового склона до глубины 500 м;

- глубоководная часть;

- северо-восточный и юго-восточный районы, охватывающие восточный шельф и верхнюю часть континентального склона до глубины 300 м; граница между этими 2^мя последними районами проходит по широте м.Адамташ.

Скоростные характеристики разреза нами не определялись, поэтому при составлении сейсмогеологических профилей для пересчетов временного масштаба в линейный использовался график изменения скоростей по глубине для каждого из выделенных районов, составленный по материалам измерений, проведенных ВНИИМОРГЕО и трестом Азнефтегеофизика.

При использовании метода геоакустического профилирования возникает вопрос о том, насколько достоверно этот метод отражает картину геологического строения дна. В связи с этим были произведены специальные исследования на хорошо разбуренном участке Куркачидагской складки, расположенной в прибрежной части Каспийского моря северо-западнее г. Сумгаита. Вдоль профилей разведочных скважин было проведено геоакустическое профилирование.

Сейсмогеологические условия района не очень благоприятные, длительность записи полезного сигнала достигает всего 900-1200 м/сек. На геоакустических лентах фиксируются 3 основных отражающих горизонта, которые достаточно хорошо совпадают со стратиграфическими единицами, выделяемыми по скважинам.

Проведенное сопоставление с учетом известной скоростной характеристики разреза показывает, что наиболее глубоко залегающий отражающий горизонт (с длительностью записи 900-1250 м/сек) по своему гипсометрическому уровню надежно коррелируется с кровлей верхнемеловых - подошвой сумгаитских отложений. Средний отражающий горизонт связан с верхней частью сарматского яруса, а верхний - с подошвой продуктивной толщи или пачкой понтических отложений.

Профиль по данным бурения и геоакустический профиль показывают их хорошую сопоставимость, что подтверждает достоверность получаемой информации. Хотя геоакустическое профилирование разрабатывалось в 1^ю очередь для получения экспресс-информации о структуре верхней части осадочного чехла морского дна, проведенное сопоставление показывает, что возможности этого метода гораздо шире. Так, даже в таком хорошо изученном районе, каким является Куркачидагская складка, где на площади около 120 км² пробурено 10 глубоких разведочных скважин, с помощью геоакустического профилирования была получена геологическая информация, существенно дополняющая наши представления о структуре участка и строении складки (рис. 2) .

На геологическом профиле, построенном по данным бурения, видно, что складка имеет пологое северо-восточное крыло и более крутое юго-западное крыло. Однако на геологическом профиле отсутствует серия разломов на крыльях и в осевой части складки. Эти нарушения хорошо фиксируются на геоакустическом профиле. По ним основные отражающие горизонты смещены на 50-80 м по вертикали. Таким образом, строение складки по геоакустическим данным выглядит более сложным и, по-видимому, ближе к действительности, чем на геологическом профиле по данным бурения. Это и понятно, ведь геологический профиль построен на основании разреза в пяти точках, между которыми нет никаких данных, а геоакустический - по материалам непрерывного профилирования, т.е. зондажа через 20-30 м. Отсюда следует, что геоакустическое профилирование может с успехом применяться при детальных работах на отдельных структурах в комплексе с разведочным бурением, так как оно существенно дополняет результаты последнего.

Как было указано выше, помимо геоакустического профилирования проводились структурно-геоморфологические исследования, в про­цессе которых собирались данные о рельефе дна и донных отложениях. Целью этих исследований явилось выяснение соотношений рельефа дна и структурных элементов. Методика морских структурно-геоморфоло­гических исследований была описана ранее (Соловьев, Лебедев, 1968; Соловьев и др, 1967; Лебедев, Едигарян, Алексина, 1969). В данной ра­боте на этом вопросе мы останавливаться не будем, отметим только, что при изучении рельефа использовались как данные непрерывного эхолотирования, выполненного сотрудниками ИГиРГИ, так и результаты нави­гационных промеров. Донные отложения отбирались с помощью грунто­вых трубок как вибропоршневых, так и поршневых. Были изучены ко­лонки осадков длиной до 13 м. Методика изучения осадков описывалась ранее, поэтому в силу ограниченного объема данной работы на этом вопросе мы останавливаться не будем.

2. Геоморфология дна

Как известно, рельеф морского дна является одним из наиболее доступных объектов исследования, изучение которого позволяет в первом приближении делать выводы об особенностях геологического строения морского бассейна. Как установлено трудами советских геоморфологов, рельеф морского дна - продукт взаимодействия экзогенных и эндогенных факторов. Наиболее существенным эндогенным фактором, влияющим на формирование рельефа дна, являются тектонические движения, на которые накладываются различные экзогенные процессы: абразионно-аккумулятивная деятельность в прибрежной зоне моря, аккумуляция осадочного материала в более глубоководных районах, эрозия дна подводными течениями и суспензионными потоками. Кроме того, в относительно мелководной зоне, которая в прошлые геологические эпохи неоднократно осушалась, мы находим следы субаэрального рельефа, на формирование которого оказали влияние сложные рельефообразующие процессы, проходящие на суше.

Таким образом, для прогнозирования тектонических структур по геоморфологическим данным необходимо установить долю влияния того или иного рельефообразующего фактора и проанализировать результаты его воздействия на изучаемый участок морского дна.

Целью настоящей главы является изложение основных сведений о рельефе дна описываемой части Каспийского моря, анализ соотношений рельефа и структурных элементов, прогноз локальных поднятий на участках дна, слабо изученных геофизическими исследованиями. В связи с тем, что ниже в специальной главе дана характеристика основных структурных элементов, в данном разделе мы не будем останавливаться на особенностях тектоники дна.

Полученный за последние годы новый фактический материал по рельефу и геологическому строению Каспийского моря позволил значительно дополнить старые представления о рельефе и структурно-геоморфологических особенностях северной части Каспийского моря и составить новые структурно-геоморфологическую и геоморфологиче­скую карты этого региона (рис. 3, 4).

Материалом для этих карт послужили результаты эхолотирования и геоакустического профилирования, полученные ИГиРГИ. Для выяснения морфологических особенностей рельефа были составлены детальные батиметрические карты с сечением изобат 1 м, что позволило выделить террасовые поверхности, уступы, подводные долины, разделяющие их повышенные участки древних водоразделов, а также другие более мелкие формы рельефа. Кроме того, выделены зоны относительных поднятий, опусканий и дифференцированных движений дна моря в неоген-четвертичное время.

Ранее уже указывалось, что в пределах рассматриваемого региона можно выделить аналоги тех форм рельефа, которые характерны для океанов:

- континентального шельфа,

- континентального склона,

- дна глубоководной котловины (Соловьев и др., 1962).

Особенности шельфа и континентального склона как северной, так и средней частей Каспийского моря зависят от геологического строения дна и геологической природы прилегающей суши. Это сказывается на ширине шельфа, углах наклона, глубине залегания перегиба шельфа (бровки) и выраженности отдельных морфологических элементов (см. рис. 3,4 - вкладки).

По особенностям рельефа дна в рассматриваемой части Каспийского моря можно выделить следующие геоморфологические районы, по которым и будет вестись дальнейшее описание (рис. 4):

1. Северный Каспий, расположенный к северу от линии Чечень-Тюб-Караган;
2. район Мангышлакского порога, который является природной границей между северной и средней частями Каспийского моря;
3. Дагестанский район, расположенный у Дагестанского побережья и охватывающий северо-западную часть Среднего Каспия;
4. Дивичинский район, являющийся продолжением в море Кусарской наклонной равнины;
5. Апшеронский район, с севера и востока примыкающий к Апшеронскому полуострову;
6. Мангышлакский район, примыкающий к северной части Степного Мангышлака;
7. Восточно-Среднекаспийский район, занимающий почти всю юго-восточную половину Среднего Каспия, от поднятия м. Песчаного на севере до Апшеронского порога на юге;
8. Апшеронский порог;
9. Район центральных депрессий, включающий 3 впадины Среднего Каспия.

Границы между районами проведены до некоторой степени условно, так как четко провести границу в переходных участках трудно, но, тем не менее, каждый отдельный район имеет свои специфические черты рельефа и по их совокупности отличается от остальных районов (рис 3,4). Перейдем к характеристике рельефа по районам.

1. Северный Каспий.

История развития северной части Каспийского моря характеризуется постоянной сменой трансгрессий и регрессий, т.е. сменой во времени противоположно действующих рельефообразующих факторов: выравнивание рельефа при трансгрессии за счет абразии и аккумуляции морских осадков и формирование эрозионного рельефа во время отступания моря. Следы различного стояния уровня моря, как на берегу, так и на морском дне наблюдаются в виде разновозрастных террас.

Априорно можно утверждать, что в периоды регрессий в Северном Каспии эрозионный рельеф формировался за счет деятельности нескольких крупных систем древних водотоков: Палеоволги, Палеоурала и Палеоэмбы. В периоды трансгрессий большую роль играли процессы, которые участвовали в переносе осадочного материала и формировании целого ряда банок. Эти процессы продолжают действовать и сейчас.

Конец плиоцена и четвертичный период являются временем окончательного оформления Волго-Уральской гидрографической сети в ее современном виде. Одновременно с этим приобретают современные черты структурные и геоморфологические элементы рассматриваемого района.

В западной части Северного Каспия к юго-востоку от Кизлярского залива прослеживается древнее русло р. Кумы, которая вместе с несколькими руслами р. Терека (Старый Терек, Новый Терек) образовывала единую систему. Севернее о. Чечень они сливались и, огибая остров с севера, попадали на просторы северной части Среднего Каспия. Возможно, раньше это была одна система с Палеоволгой.

Второй, и самой крупной древней речной сетью была система Палеоволги. Современная дельта Волги занимает большую площадь, с моря к ней примыкает авандельта. К югу от авандельты прослеживается целая серия ложбин, иногда представляющая собой хорошо выраженные долины с остатками террасовых или пойменных поверхностей. Несколько древних русел к югу сливаются, образуя целую систему более древних русел-ложбин. Одно из них располагается к западу от банки Жемчужная, другое - к востоку от нее и третье - западнее банки Кулалинская ( после 1991 г - Курмангазы). Между слегка извивающимися в плане ложбинами стока располагаются поднятия, которые играли роль водоразделов. На них располагаются острова, косы, бары.

Древние русла были пересечены несколькими профилями (см рис 1). Так, профиль, идущий с юго-юго-запада на северо-северо-восток, от о. Чечень к банке Жемчужная, пересекает в нескольких местах намеченные русла рек. В рельефе дна здесь хорошо видны само русло шириной 6 км, с глубиной вреза 2,5 м и первая надпойменная терраса, ширина которой около 5 км. Западнее и восточнее банки Большая Жемчужная располагаются 2 древних русла Палеоволги, хорошо выраженные на профиле рельефа дна. Ширина долины здесь 5 км, а с правобережной террасой до 9 км. Долина врезана по левому берегу на 5 м. Западнее банки ложбина древнего русла менее четко выражена и имеет очень пологие склоны.

Так же хорошо выражены следы древних русел Палеоволги; к северо-востоку от о.Чечень эхолотный профиль пересекает здесь целый ряд палеорусел. Начиная с запада, первая ложбина является древним руслом Палеокумы. Врез ее всего 2,5 м, правый берег выровнен, но более крутой, левый - значительно положе, со слабым перегибом, который явл­ется бровкой террасы. Ширина долины по профилю 6,5 км. Далее на северо-восток профилем пересекается основное русло Палеоволги. Он имеет хорошо разработанную долину, правый берег ее более крутой и выровненный, левый - террасирован. Ширина самого русла 10 км, дно его находится на глубине 17,5 м, врез долины 5 м. Наиболее четко выражена первая терраса, она имеет ширину 9 км и расположена на глубине 15 м. Дальше к северо-востоку по профилю намечается еще несколько понижений, также приуроченных к древним руслам Палеоволги.

С севера на юг протягиваются банки Большая и Малая Жемчужная, разделяющие западную и восточную Волжские бороздины, которые к югу, на широте о. Чечень, соединяются в одно крупное русло. Восточная часть системы Палеоволги состоит также из нескольких древних русел. Наиболее крупными из них являются 2: одно - непосредственно восточнее банок Большая и Малая Жемчужная, другое - восточнее банок Джанбайская, Новинская, Жесткая и Укатная. Это русло направляется на юг, к банке Кулалинская, огибает ее с запада и выходит на северный шельф Среднего Каспия. В эту часть Палеоволги впадало несколько притоков как с севера, так и с северо-востока.

Таким образом, современный макрорельеф западной части Северного Каспия определяется существованием в прошлом крупной речной сети Палеоволги.

Восточную часть Северного Каспия занимает впадина - Уральская бороздина, рельеф которой выработан речными системами Палеоурала и Палеоэмбы. Оконтуривается эта впадина изобатой 5 м, при максимальных глубинах 9,6 м. В самой бороздине нами прослежено 5 основных палеорусел и несколько более мелких. По обе стороны от палеорусел намечаются выровненные поверхности террас, которые располагаются на разных уровнях. На севере эти террасы лежат на глубине 7,4 м, а на юге - на глубине 8,0 и 8,2 м. Глубина залегания террас увеличивается с запада на восток с 7,4 до 8,2 м. С северо-востока в Уральскую бороздину направляется русло Палеоэмбы. С юго-востока, из залива Комсомолец в р. Палеоэмбу впадает еще одна ложбина, являющаяся, по-видимому, также руслом древней реки. Все эти реки, сливаясь, образовывали большую дельту, остатками которой являются ступенчатые выровненные поверхности на дне Уральской бороздины. Из нее намечается сток только по одному палеоруслу, идущему от Уральской бороздины через отмель Тюленьих островов в Мангышлакскую бороздину. Ранее уже высказывались предположения, что плоские участки дна в восточной части депрессии являются остатками речных террас (Пахомова, 1956; Леонтьев, 1961). Такие же дельтовые узлы прослежены и на суше по нижнему течению р. Урала. С запада Уральская бороздина ограничена крупным участком дна (структурным уступом), лежащим на глубине 3,5-5 м и, возможно, связанным с проходящим неподалеку разломом.

К северу от п-ова Тюб-Караган находится еще одна бороздина, называемая Мангышлакской. Представляет она собой относительно глубокую ложбину (до 12 м), которая является древней долиной какой-то довольно мощной реки, стекавшей с п-ова Тюб-Караган. Река эта имела притоки, вытекавшие из оврагов и балок, с устьями в заливе Кочак и Сарыташ, и с западного берега самого полуострова. Судя по характеру и глубине, она была заложена значительно раньше Уральской бороздины.

Эта палеорека, огибая п-ов Тюб-Караган, через Мангышлакский порог впадала в Средний Каспий. На эхолотных профилях, выполненных в этом районе, можно проследить различный характер выработанных долин. Так, профиль, расположенный при выходе древнего русла из Мангышлакского залива в Средний Каспий, показывает довольно четко врезанную долину, на левом берегу которой располагается слабо наклоненная терраса.

Согласно данным эхолотирования древнее русло располагалось на максимальных глубинах современной Мангышлакской бороздины.

Описание Волжской, Уральской и Мангышлакской бороздин было дано раньше (Пахомова, 1956; Леонтьев, 1961), использование новых промерных материалов позволило подтвердить эти данные и уточнить гидрографическую сеть Палеоволги, Палеоурала, а также реки, существовавшей в районе Мангышлакского залива. Таким образом, описанные понижения дна моря в виде так называемых бороздин являются затопленными участками древних речных долин, образовавшихся во время регрессивного стояния уровня моря.

Древняя речная сеть является основным морфологическим элементом, характеризующим рельеф северной части Каспийского моря. Речная сеть направлена в общем с севера на юг, почти по оси меридионально вытянутой депрессии Каспийской впадины. Такое же направление имеют многочисленные острова, банки, валы и бары, образующие водораздельные поднятия между отдельными протоками. Хотя основные тектонические элементы имеют широтное направление, современные острова иногда совпадают с тектоническими поднятиями, но преобладающее направление их определяется эрозионными и аккумулятивными процессами, поэтому они сохраняют меридиональное или близкое к нему направление.

Так, на водораздельной линии, разделяющей бассейны Палеокумы и Палеоволги, находятся о. Тюлений и еще несколько островов к северу от него. Два крупных палеорусла р. Волги разделяются меридионально вытянутыми банками Большая и Малая Жемчужная. На водораздельной линии между западным палеоруслом Волги и ее крупным восточным палеоруслом также располагается серия банок, расположенных почти на одной меридиональной линии: о.Спирин, о.Осередок, банки Джанбайская, Новинская, Жесткая, Укатная и др.

Локальные поднятия не имеют однозначного отражения в рельефе Северного Каспия. Даже в пределах одного и того же тектонического элемента наблюдаются разные соотношения рельефа и локальных струк­тур. Так, например, находящееся в пределах Промыслово-Бузачинской зоны поднятий Зюдевское локальное поднятие в рельефе не выражено. В то же время для расположенного западнее Северо-Кулалинского поднятия характерно наличие хорошо выраженных древних долин и банок аккумулятивного происхождения.

На возможное проявление новейших тектонических поднятий и соответственно наличие локальной складки на одном из участков Укатненской депрессии указывает петлеобразное в плане расположение одной из древних долин.

Обращенным рельефом характеризуется Западно-Бузачинское поднятие, приуроченное к Уральской бороздине. Обращенный рельеф данного района обусловлен ростом указанного поднятия в новейшее время и соответственно относительно активным врезанием речных долин. Находящиеся к югу от Уральской бороздины субширотные локальные поднятия создали предпосылки для формирования в этом районе крупной дельтовой области.

Северо-восточная часть Северного Каспия - это область распростране­ния соляных куполов. В рельефе здесь отмечаются беспорядочно разбросанные банки изометричных очертаний, но очень незначительных разме­ров. Они являются отражением соляной тектоники.

Основным морфологическим показателем в этой части моря является поведение палеорусел, и по этому признаку нами здесь выделено несколько локальных поднятий, которые огибаются древними руслами рек Урала и Эмбы. Одно из них расположено у западной границы распространения соляных куполов, другое - к югу от дельты р. Урал. Еще 2 поднятия располагаются по бывшему руслу р. Эмбы; последняя делает большие излучины, огибая эти локальные поднятия. Западный склон Южно-Эмбенского поднятия отражается в рельефе несколькими аккумулятивными возвышенностями небольшой амплитуды, ориентированными в широтном и в меридиональном направлениях. В районе Кизлярского залива дно совершенно выровнено. Здесь находятся 2 локальных поднятия, выделенные по геофизическим данным. Одно из них отражается в рельефе поведением русла Палеоволги, которое огибает это поднятие. Намечаемый по геоморфологическим данным свод поднятия смещен относительно свода по геофизическим данным.

Как уже указывалось, некоторые участки дна Северного Каспия характеризуются мелкорасчлененным рельефом, что, видимо, обусловлено зонами новейших поднятий, как это было установлено нами ранее в Южном Каспии (Кулакова и др., 1974). С этими участками, возможно, связаны локальные складки. Таких участков отмечено несколько. Один из них находится к востоку от банки Малая Жемчужная. К югу от нее по геофизическим данным установлено поднятие Жемчужнинское. Видимо, наличие этого поднятия создает особый характер рельефа этого района. В его пределах выделяется еще одно локальное поднятие. На юго-западном склоне Бузачинского свода также отмечены участки мелкорасчлененного рельефа, отражающего наличие здесь локальных поднятий и более активных неотектонических движений. К северо-западу от о. Кулалы расположено еще 2 локальных поднятия.

Таким образом, хотя тектонический план играет важную роль в формировании рельефа Северного Каспия, но не менее существенным фактором является эрозия земной поверхности данного региона в периоды регрессий древними речными водотоками, которые приспосабливались к неотектоническим движениям. Этот фактор определяет меридиональное направление островов, поднятий, валов, а также наличие бороздин Волжских, Уральской и Мангышлакской. Отклонение направления отдельных участков русел явилось структурным признаком и позволило наметить по геоморфологическим данным несколько локальных поднятий. Большую роль в нивелировке рельефа играют процессы осаждения большого количества материала, выносимого Волгой. Рельеф Северного Каспия отражает различные этапы геологической истории бассейна. На шельфе и материковом склоне отмечаются остатки древних береговых линий: уступы и террасы; палеорусла и остатки древнего шельфа свидетельствуют о более низком стоянии уровня Каспийского моря в четвертичное время.

1. Мангышлакский порог.

Этот элемент разграничивает Северный и Средний Каспий. Собственно Мангышлакский порог не имеет четкого структурного выражения, отражаясь в рельефе в виде мелководья, протягивающегося от п-ова Тюб-Караган к банке Кулалинская и далее на запад к о.Чечень. Морфоструктурой этого мелководья в восточной части является Тюб-Караганский вал, который продолжается в море вплоть до банки Кулалинская. На нем расположено несколько локальных поднятий. Банка Кулалинская состоит из двух валообразных поднятий, направленных под углом друг к другу. Как северный, так и южный борт банки отличаются относительной крутизной и образуют уступы. К западу от банки Кулалинская, отделяясь от нее довольно глубоко врезанной долиной Палеоволги, располагается Кулалинское мелководье, оконтуренное изобатой 10 м. Краевые части этого мелководья отличаются мелкорасчлененным рельефом, а на севере оно ограничено уступом дна. Все упомянутые банки и мелководье располагаются на наиболее возвышенной части Мангышлакского порога. Эта зона от Большой Жемчужной банки до п-ова Тюб-Караган отличается наличием уступов и мелкорасчлененного рельефа. По-видимому, это район интенсивного современного поднятия. Северный склон Центральной части Мангышлакского порога сравнительно крутой, он образован уступами северного борта банки Кулалинская и мелководья того же названия. Южный борт Мангышлакского порога - пологий, условной границей его можно считать изобату 20 м. Во многих местах его пересекают палеорусла р. Волги, а в восточной части - Урала. Асимметрия Мангышлакского порога отражает асимметрию Тюб-Караганского вала, который, судя по данным геофизических исследований, имеет также более крутой северный склон. Таким образом, Мангышлакский порог свидетельствует о новейших поднятиях Тюб-Караганского вала.

1. Дагестанский район.

Данный район располагается в северо-западном углу Среднего Каспия. На юге он граничит с Дивичинским районом, на востоке и юго-востоке - с зоной центральных депрессий, на севере - с Мангышлакским порогом. Преобладающая часть площади этого района занята поверхностью, бровка которой расположена на глубинах 70 - 110 м. Береговая линия Дагестанского побережья вытянута, в общем, с северо-запада на юго-восток, ее плавные очертания нарушают несколько выступов в виде мысов. Вдоль берега тянется узкая, расширяющаяся к северу Восточно-Дагестанская приморская низменность. Морфоструктурными элементами этого района являются Терско-Сулакская впадина и северная часть Центрально-Каспийской моноклинали. К настоящему времени указанная впадина компенсирована осадками и вместе с примыкающей с востока северной частью Центрально-Каспийской моноклинали отражается в рельефе в виде шельфа, который является основной морфологической формой этого района. Ширина шельфа, минимальная на юге (около 55 км), по мере движения на север увеличивается и в центральной части достигает 125-130 км. Представляя собой почти выровненную слабо наклонную равнину, шельф осложняется небольшими впадинами и поднятиями. Обработка навигационных карт и промерных планшетов позволила установить, что указанные впадины группируются в 2 системы подводных долин. Из северной части Каспийского моря в южном направлении прослеживаются древние долины и русла Палеоволги, а с запада и северо-запада другая речная система - Палеокумы и Палеотерека. На широте Махачкалы эти 2 системы сливаются, образуя, видимо, крупную дельту современном рельефе она отражается наличием многочисленных разнонаправленных ложбин, разделенных банками, косами и барами, вытянутых цепочкой. Здесь же отмечено несколько придолинных террас, расположенных на уровнях 43, 47, 48 и 50 м (рис. 4). Рельеф прибрежной части шельфа этого района отличается пересеченностью и наличием многочисленных скульптурных форм. В северной части района выделяется несколько типов рельефа (Шарков, 1964). В районе Махачкалы до глубины 5 м распространен грядовый рельеф, приуроченный к отложениям нижней известковой свиты верхнего сармата. Высота гряд 1,5-2 м, они очерчивают северо-восточное крыло Махачкалинской складки. За поясом гряд в море располагается пологая впадина с глубинами 14-16 м. Со стороны моря она ограничена банкой, которая поднимается на высоту 1,5-2 м над дном впадины. К северо-востоку от банки происходит постепенное нарастание глубин. Здесь располагается равнина неволновой аккумуляции. Подводные гряды появляются вновь к югу от устья Манас-озень. Они образованы также известняками верхнего сармата. За грядами располагается впадина, которая замыкается со стороны моря повышением дна и подводными грядами. За поясом гряд высотой до 6,8 м происходит постепенное увеличение глубин. На участке от Избербаша до Дербента выделяются пять типов рельефа (Леонтьев, 1949; Шарков, 1964). Непосредственно к берегу примыкает прибрежная подводная аккумулятивная равнина шириной до 1,5 км, от моря ее отделяют гряды, образованные среднесарматскими известняками. Гряды дугообразно изгибаются в сторону моря и образуют внутреннюю зону грядового рельефа. Ширина внутренней зоны грядового рельефа достигает 750 м при ширине отдельных гряд 10-15 м. Глубины между грядами 12-15 м, высота их до 6 м. Межгрядовые понижения шириной до 3 км, с относительно выровненным дном, сложенным глинами среднесарматского возраста, с глубинами от 10-12 до 16 м. Дно их осложнено кое-где небольшими ракушечными банками. Следующий отмеченный здесь тип рельефа - внешняя зона грядового рельефа. Она начинается на севере у мыса Бурун, где от берега отходят 14 подводных гряд, сложенных верхнесарматскими известняками и песчаниками. Эти гряды оконтуривают крылья Избербашской складки, Инчхе-море, а также Каякентской, Берикейской и Дузлакской складок. Протяженность этой полосы грядового рельефа 50 км. Гряды имеют асимметричное строение с пологим склоном, обращенным в сторону моря и крутым - к берегу. Высота гряд 3-4 м, но местами достигает 5-6 м. Глубина моря над грядами от 2 до 8 м. К востоку от внешней зоны грядового, рельефа располагается подводная аккумулятивная равнина.

Акватория, примыкающая к Дербентскому участку, располагается в пределах Дербентской структурной террасы. Дно здесь сложено верхнесарматскими известняками, падающими в сторону моря под углом 3-5°. Склон до глубины 20 м носит ступенчатый характер, причем уступы обращены в сторону суши, а в сторону моря простираются пологопадающие, почти горизонтальные скалистые поверхности. Наличие затопленных абразионных террас и береговых валов отмечено вдоль Дагестанского побережья. Уступы дна зафиксированы здесь на глубинах 4, 12 и 20 м (Леонтьев, Федоров, 1953) и 16 м (Шарков, 1964), а в Каякентском районе еще и на глубинах 30-32 и 40-42 м (Скорнякова, 1962). Таким образом, рельеф подводного склона этого района носит абразионный характер. Здесь широко распространены скульптурные формы. Основные формы рельефа обусловлены геологическим строением.

Северо-восточная часть склона осложнена поверхностью выравнивания, которая является реликтовой поверхностью древнего шельфа и аналогична по своему происхождению и времени образования подобным поверхностям в других районах моря. Ширина древнего шельфа 8-15 км. Углы наклона этой поверхности не превышают 1-5', лишь в отдельных случаях достигают 10'. Глубина бровки этой поверхности увеличивается по мере движения с северо-востока на юго-запад от 190 до 310 м. Система подводных долин, выявленная на шельфе, продолжается и в пределах склона, где долины выражены более резко и имеют V-образный поперечный профиль вреза. Они пересекают различные участки и встречены на поверхности древнего шельфа. В южной части склона количество врезов увеличивается. По мере движения сверху вниз по материковому склону абсолютная глубина днища долин увеличивается. На склоне Дагестанского района имеется 7 долин, вытянутых, в общем, перпендикулярно простиранию склона. Почти все долины имеют V-образный профиль и лишь в единичных случаях U-образный. Над правым бортом долин иногда наблюдаются прибортовые поднятия высотой 15-20 м. Глубина вреза долин изменяется от 10 до 50 м при ширине 1-2 км. Уклон бортов от 2°30' до 4°30'. Борта некоторых долин террасированы.

Таким образом, основными геоморфологическими особенностями района являются преобладание шельфа, наличие структурных террас и каньонообразных углублений со значительной глубиной вреза, являющихся следами древней речной системы Палеоволги. Общие черты района - плавное падение дна и значительная его выровненность - обусловлены тесной связью его с Терско-Сулакской впадиной, Центрально-Каспийской моноклиналью и осаждением выносимого реками взвешенного материала, способствующего выравниванию рельефа этой части шельфа.

1. Дивичинский район.

Этот район расположен к югу от вышеописанного и примыкает к Апшеронскому району. Он является морским продолжением Кусарской наклонной равнины. С востока и юга Дивичинский район огибает Дербентскую котловину и широким клином вдается между последней и Приапшеронским районом. Здесь два морфоструктурных элемента - Самурский выступ и Северо-Апшеронская впадина. В пределах этого района бровка шельфа вытянута в направлении с юго-востока на северо-запад, следуя, в общем, параллельно береговой линии.

Ширина шельфа увеличивается с севера на юг. Южнее Самура она составляет 11-15 км, в районе Дивичинского лимана 26-28 км, а на широте Сиазани уже 60 км. Углы наклона шельфа меняются также при движении с севера на юг. Так, в районе Набрани и Худата средний уклон шельфа 25-40', максимальный - выше 1^О, в районе Хачмаса он равен всего 15-20', а на юге, на широте Дивичей и Сиазани всего 3-5'.

Глубина бровки шельфа также изменяется. Наименьшая глубина ее 65 м на широте Дивичинского лимана, по мере движения на север глубина бровки увеличивается, у Худата она 90 м, а севернее Набрани - 100 м.

Южнее дельты р.Самура вплоть до м.Амия прибрежная полоса характеризуется почти полным отсутствием дочетвертичных пород. Для нее характерны пересыхающие лагуны, террасы, дюны. Рельеф дна прибрежной части района отличается от рельефа прибрежной полосы Дагестанского района отсутствием скульптурных форм. Здесь развит аккумулятивный рельеф с несколькими подводными валами, простирающимися вдоль берега. Количество валов достигает 6, высота их 0,4 - 2 м.

Кроме валов отмечены уступы, являющиеся следами затопленных береговых линий. Они располагаются на глубинах 6, 14, 24, 28, 33 м и 50 - 54 м. В южной, более широкой части шельфа отмечаются затопленные террасы на глубинах 24-25, 31 и 37 м, т.е. они погружены здесь глубже, чем в северном Дагестанском районе, что говорит о погружении Кусаро-Дивичинского района. Склон в пределах этого района имеет общее простирание с северо-запада на юго-восток. Основание склона находится на глубинах от 520 до 760 м, высота склона изменяется в интервале 420 - 700 м, ширина его колеблется в значительных пределах. Минимальная ширина склона, равная 19 км, находится в районе Набрани, а максимальная - 67 км на юге, на широте поселка Хачмас. Углы наклона отдельных участков материкового склона различны. В северной части района наибольшие углы наклона наблюдаются в верхней части склона, иногда в середине склона происходит некоторое выполаживание, а внизу угол снова увеличивается. Такой рельеф отражает наличие в этом районе погребенной поверхности выравнивания, выявленной геоакустическим профилированием (см. следующую главу). В южной части района склон имеет равномерный уклон и плавные очертания. В среднем угол наклона склона на севере района равен 2 , хотя в верхней части достигает иногда и 6^о, а в нижней 4-5 ^о. На юге углы наклона его меньше (всего 1 ^о -1 ^о30').

В северной части района перегиб шельфа и переход склона в ложе впадины (подножие склона) резко выражены, а на юге эти переходы более плавные и постепенные.

Для склона характерны подводнооползневые явления. Они выражаются в мелкой расчлененности склона. Подводные оползни образуют небольшие холмы высотой 5-10 м при ширине 300-500 м. Между холмами и склоном образуются небольшие углубления. Наличие оползней хорошо подтверждают геоакустические профили. Кроме оползней склон Дивичинского района сложен единичными каньонообразными углублениями.

Итак, характерными чертами Дивичинского района являются наибольшие в пределах Среднего Каспия углы наклона шельфа и материкового склона, развитие на последнем подводнооползневых форм и тесная связь с внутренним бортом Терско-Каспийского прогиба, являющимся здесь основным морфоструктурным элементом.

1. Апшеронский район.

Этот район занимает акваторию, прилегающую с севера и с востока к Апшеронскому полуострову. На юге он ограничен Апшеронским порогом, на востоке примыкает к южной впадине Среднего Каспия, на севере переходит в вышеописанный Дивичинский район. В структурном отношении большая северная часть района располагается в пределах Северо-Апшеронской впадины. Лишь северо-восточные и восточные участки шельфа, осложненные большим количеством островов и банок, охватывают северо-западную часть Апшероно-Прибалханской зоны поднятий.

Большая часть района занята шельфом. В плане бровка шельфа в общем повторяет очертания береговой линии, только на северо-востоке она образует выступ в сторону впадины. Ширина шельфа колеблется от 30 км на севере до 87 км на северо-востоке, а бровка лежит на глу­бине 60-80 м к северу от Апшеронского полуострова и спускается на 150 м к востоку от м.Амбуранского.

В пределах прибрежной части шельфа этого района можно выделить четыре разнородных участка. На севере, от м.Амия до м.Безымянный протягивается относительно широкая полоса скульптурно-грядового рельефа, который дальше от берега сменяется аккумулятивной равниной. Грядовой рельеф приурочен здесь к третичной моноклинали, наиболее высокие и протяженные гряды сложены апшеронскими известняками. Ими же образованы группы островов: Ближний Камень, Дальний Камень и Средний Камень. К востоку от меридиана м.Безымянного рельеф прибрежной части моря представлен аккумулятивной равниной с постепенным нарастанием глубин. Оно происходит на расстоянии 19 км, после чего глубины резко уменьшаются и появляются гряды, сложенные песчаниками продуктивной толщи. Эти гряды образуя о.Камни Два Брата. Высота отдельных гряд достигает 15 м. В сторону открытого моря от Камней Два Брата рельеф снова выравнивается, и глубины постепенно растут, уклон дна здесь 13'. От м.Калагя в море отходит система подводных гряд, образующих серию безымянных банок, сложенных апшеронскими известняками. В плане банки образуют полукольцо, на востоке которого располагается банка Балахнина. Банки оконтурены изобатой 10 м. Глубины над банками 4-5 м. Цепь банок окружает впадину с глубиной 28 м. Впадина эта приурочена к Амбуранской синклинали, выполненной древнекаспийскими отложениями.

В 10 м к северо-востоку от м. Амбуранского располагается банка Цюрупы, приуроченная к актиклинальной складке. Банка по изобате 10 м вытянута с северо-запада на юго-восток, ее длина 9 км, ширина 1,5 км. Банка образована отдельными грядами и подводными камня­ми, глубины над которыми 5-6 м. Она сложена песчаниками продуктивной толщи.

Северо-восточнее банки Цюрупы, в 20-22 км от берега Апшеронского полуострова располагается банка Апшеронская. Она вытянута в северо-западном направлении на 15 км, при ширине в 5 км. Глубина над ней от 3-5 до 7-8 м. Севернее банки простирается равнина неволновой аккумуляции. Между банками Цюрупы и Апшеронской глубины составляют 15-18 м. Сложнопостроенный рельеф с множеством подводных гряд характерен для всего побережья Апшеронского полуострова на участке от м.Билыя до м.Шоулан. Здесь располагаются банка Опасная и еще две каменистые банки - Риф и Андриевского, сложенные известняками апшеронского и древнекаспийского возраста. Глубины над ними 7-9 м. Таким образом, в этом районе преобладают абразионные формы рельефа. К востоку от Апшеронского полуострова располагается Апшеронский архипелаг. Район этот изобилует подводными и надводными камнями и грядами, песчаными банками и островами. Наиболее крупные из них - о-ва Артема и Жилой. Они связаны с антиклинальными складками.

Остров Артема и прилежащее к нему мелководье приурочены к южной и северной складкам. Вокруг острова дно изобилует многочисленными невысокими грядами и камнями, очертания гряд совпадают с простиранием пород.

Акватория в районе о. Жилой характеризуется широким мелководьем и скульптурными формами рельефа. Здесь также множество гряд, уступов, останцов, разделенных вытянутыми понижениями. Акватория между Апшеронским п-вом и островами Артем и Жилой приурочена к Гюргянскому морскому поднятию, в пределах которого располагается мелководье с глубиной 1-4 м. Рельеф его выровнен, дно покрыто коркой современной цементации. Поверхность дна осложнена также банками, пересыпями, останцами. Последним к востоку является о.Нефтяные Камни. Между о.Жилой и о.Нефтяные Камни располагается пониженный и выровненный участок морского дна с глубинами до 29 м.

К северо-востоку и юго-западу от Нефтяных Камней происходит постепенное погружение дна, изобата в 50 м на северо-востоке находится на расстоянии 6,5 км, на юго-западе погружение дна более медленное. К юго-востоку нарастание глубин происходит более интенсивно. На глубине 50 м в пределах шельфа отмечается резко выраженный уступ, угол наклона которого 3^О. Уступ вытянут параллельно берегу и ограничивает поверхность выравнивания, находящуюся на шельфе.

Эта поверхность на глубине 35-40 м осложнена небольшим холмообразным поднятием высотой 5-10 м. В пределах Апшеронского района склон не пользуется большим распространением. Собственно материковый склон имеет ширину 20 - 25 км и угол наклона 10' - 40', причем если в южной части района углы наклона составляют 10-26', то к северу крутизна склона увеличивается. Высота склона колеблется от 150 до 200 м. Верхняя часть его на юге осложнена поверхностью выравнивания, которая имеет небольшой уклон (10'), ширина ее достигает 20 км. Внешний край ее расположен на глубине 130 м на севере и 170 м на юге. По мере движения на север поверхность сужается и на широте банки Андриевского сливается с современным шельфом.

В северной части склона располагается еще одна поверхность древнего шельфа. Эта поверхность имеет ширину на западе 28 км, на востоке 23 км. Она слабо наклонена на юг, т.е. в сторону, обратную общему направлению падения склона. Углы наклона не превышают 10'. Глубина расположения края этой древней поверхности выравнивания составляет 125 м на западе и 275 м на востоке, кроме того, меняется направление наклона древнего шельфа с южного на северное.

Итак, для Апшеронского района, который тесно связан с нефтеносной областью Апшеронского полуострова и Апшеронского архипелага, характерной чертой является преобладание шельфа с абразионным скульптурно-грядовым рельефом. Развитые в пределах шельфа банки приурочены к сводовым и крыльевым частям антиклинальных складок. Для склона этого района характерно наличие двух поверхностей выравнивания, одра из которых имеет широтное направление, другая - меридиональное.

1. Мангышлакский район.

Мангышлакский район находится в северо-восточном углу Среднего Каспия, примыкая к полуострову Мангышлак.

Мангышлакский район связан с Дагестанским очень коротким северным участком, в остальных частях эти районы разделены Северной впадиной Среднего Каспия. Граница с южным Восточно-Среднекаспийским районом проходит по южному борту поднятия м. Песчаного.

Береговая линия имеет форму вогнутой кривой, ограниченной с севера выступом п-ова Тюб-Караган, а с юга - м. Песчаный. Между ними однообразие береговой линии нарушают три небольших мыса - Сегендык. Меловой и Скалистый.

Очертания края шельфа, в общем, следуют очертаниям береговой линии, он вытянут с северо-запада на юго-восток, образуя выступ на западе в районе м.Песчаный. Этот выступ повторяет очертания мыса и сильно вдается в море. Ширина шельфа, в общем, постоянна и равна в среднем 55 км. Углы наклона шельфа незначительны - 7-10'. Поверхность шельфа плавно переходит в склон, лишь на северном участке она выражена более четко.

В северной части района основным морфоструктурным элементом является Сегендыкский прогиб, в пределах которого происходит плавное уменьшение глубин в сторону моря. Для участка шельфа от п-ова Тюб-Караган до м.Меловой характерны следы эрозионной сети, которые наблюдаются на продолжении оврагов на суше. Между врезами долин располагаются поднятия древних береговых валов. Кроме целого ряда долин на шельфе выделяется серия уступов и террас, отражающих различные стадии стояния уровня моря. Уступы прослеживаются на следующих глубинах: 16, 19-20 и 34-40 м. Они протягиваются параллельно береговой линии, протяженность их от 5 до 20 км. Шельф осложнен также почти горизонтальными, выровненными террасовидными площадками. Последние располагаются на глубинах 20-23, 29-30, 30-32, 49 м, ширина их колеблется от 2 до 10 км, протяженность до 10 км. В районе м.Урдюк вдоль берега располагается серия подводных валов, вытянутых с северо-запада на юго-восток. Поперечный профиль шельфа этого участка до глубины 15 м характеризуется большей крутизной прибрежной отмели (30'), ниже которой располагается почти горизонтальная площадка, а дальше в море падение шельфа всего 7-8'. Южнее м.Меловой подводный склон образован продолжением в море Песчаномысско-Ракушечного поднятия, которое является здесь основным морфоструктурным элементом. Рельеф шельфа этого участка несет следы унаследованности более древних аккумулятивных форм. Шельф в районе м.Песчаный характеризуется тем, что здесь он расчленен целым рядом впадин, открытых с одной стороны и образующих как бы подводные заливы, размеры которых по длинной оси, направленной с северо-запада на юго-восток, составляют 6-7 км при ширине 2-3 км. Они располагаются на глубинах от 15 до 25 м. От берега полоса этих заливообразных понижений отделена уступом, бровка которого располагается на глубине 15-16 м. Этот уступ протягивается на расстояние 30 км.

На глубине 25-26 м располагается еще один уступ. На некоторых участках он хорошо выражен и протягивается на расстояние 20 км. У м.Песчаный подобный уступ отмечен на глубине 29 м. Террасовидные площадки располагаются здесь на глубинах 29, 50 и 70 м. Шельф в районе м.Песчаный осложнен множеством абразионных останцов, выступающих в виде подводных и надводных скал. На глубине 15-16 м параллельно берегу прослеживается крутой уступ протяженностью до 20 км. В районе м.Ракушечный дно также осложнено уступом, имеющим не линейную, а извилистую форму. Вероятно, это структурный уступ. От берега в море уступы наблюдаются на глубинах 22, 25, 34, 41, 46-50 и 70 м. От уступов, расположенных вблизи берега, они отличаются меньшей крутизной и меньшей протяженностью. Кроме уступов на многих участках наблюдаются довольно широкие террасовидные площадки. Они расположены на глубине 25-27, 31-32 и 70 м. Материковый склон в этой части Каспийского моря имеет ширину 40-45 км и уклон 15-20'. Он осложнен мелкими эрозионными формами. Крупным структурным элементом этого района является Песчаномысско-Ракушечная зона поднятий. Этот элемент хорошо очерчивается всеми изобатами 50 - 500 м. С этой зоной связан субширотный выступ материкового склона. Длина этого поднятия 120 км, ширина (по изобате 300 м) - 60 км. Амплитуда поднятия 200 - 50 м. Поднятие асимметрично. Его южный борт крутой (1°-2°35'), северный - пологий (10-18'). Итак, для описанного района характерно наличие крупного геоморфологического элемента - поднятия м.Песчаный, расчленение дна многочисленными эрозионными долинами, образовавшимися за счет деятельности временных потоков (Лебедев, 1963); геоморфологические особенности на шельфе создаются сочетанием структурных и абразионных форм, обусловленных его геологическим строением.

1. Восточно-Среднекаспийский район.

Этот район занимает всю восточную часть Среднего Каспия, расположенную к югу от м.Песчаного. Южной границей его является Апшеронский порог, западной - центральная и южная впадины Среднего Каспия. Северная часть этого района расположена в пределах прогиба Казахского залива, а южная - Карабогазского свода. Принадлежность к этим различным структурным единицам и создала особенности рельефа данного района: плавное пологое падение дна в пределах Казахского залива и ступенчатый его характер на подводном продолжении Красноводского полуострова.

На севере шельф составляет около половины всей площади района, а на юге - весь район. Бровка шельфа испытывает погружение при движении с севера на юг. Максимальная глубина бровки 135 м, минимальная 50 м. Ширина шельфа около 87 км, углы наклона шельфа небольшие - 3-7', редко достигают 15'.

В районе Казахского залива, от м.Ракушечный до м.Токмак располагается вытянутая вдоль берега впадина, оконтуренная изобатой 15 м. От м.Токмак до м.Порсу дно очень пологое, глубины здесь не больше 10 м. К югу, на глубинах от 15 до 20 м в рельефе дна выделяется несколько террасовидных площадок, а на глубинах 20-30 м - вытянутая к юго-востоку подводная возвышенность. К югу от м.Ракушечный на глубине 17 м дно осложнено сравнительно крупным уступом, ниже которого находится терраса, полого-спускающаяся до глубины 21 м. Ширина ее от 2 до 8 км, протяженность 25 км. Ниже поверхность шельфа осложнена еще несколькими уступами и террасами, располагающимися на глубине 15 - 16, 17 и 18 м.

На меридиане м.Токмак располагается возвышенность, слегка изогнутая к юго-востоку. Длина ее 20 км, ширина 8 км, высота 9 м. Возможно, что это поднятие является древней косой типа современной Киндерлинской косы. Она отделяет от открытой части моря изолированную впадину асимметричного профиля с максимальной глубиной 34 м. Береговой склон от основания Киндерлинской косы до м.Адамташ относительно крутой. На этом участке шельфа уступы отмечены на глубине 16 и 19 м, террасовидные площадки располагаются на глубинах 24, 30 и 40 м.

На шельфе от м.Адамташ до северной Карабогазской косы вновь появляются следы субаэрального рельефа, сохранившиеся на двух батиметрических ступенях между 20-25 и 26-30 м. На шельфе отмечаются также следы низкого стояния уровня моря в виде уступов и террас. Уступы отмечены на глубинах 10, 19-20, 23-24 и 32 м. Многие из них протягиваются на расстояние до 10 км. Так же как и в северных районах восточного шельфа, здесь на глубине 40 м располагается терраса с почти горизонтальной поверхностью. Мористый ее край ограничен более резким перегибом. Террасы располагаются также на глубинах 70 и 74 м.

Шельф Красноводского полуострова представляет собой ступенчатую равнину, полого спускающуюся в море. Береговой склон относительно крутой (~ 1^О), изобилует подводными и надводными камнями. Он переходит в пологое мелководье, осложненное многочисленными ко­сами валами и банками. На подводном склоне Красноводского полуострова уступы прослеживаются на глубинах 15, 21, 25, 32, 38 и 40 м. В районе м.Кара-Сенгир на глубинах 20 и 25 м выделяются изолированные поднятия типа останцов, с крутыми стенками и столообразной плоской вершиной; существование этих своеобразных положительных форм рельефа, имеющих широтное простирание и крутые склоны, по-видимому, связано с наличием нарушения. Террасовидные площадки отмечены здесь на глубинах 32, 56-58, 60 и 70 м.

Материковый склон пользуется в этом районе широким распространением. Верхняя его часть представляет поверхность древнего шельфа, которая здесь выражена лучше, чем на других участках дна Среднего Каспия. Эта поверхность прослеживается почти на всем протяжении склона и имеет ясно выраженную бровку, которая следует параллельно краю современного шельфа. Глубина этой бровки 170-200 м и лишь в северной части района она опускается до 250 м. Ширина древней отмели измен­чива. Максимальная она на севере - 40 км и минимальная на юге - всего 9 км. Углы наклона ее поверхности незначительны (7-9').

Собственно материковый склон имеет ширину от 37 км на юге до 145 км на севере и высоту 400 м. Углы наклона испытывают незначительные колебания от 25-30' на юге до 40-50' на широте м. Суэ, а далее на север снова уменьшаются до 20'.

Среди малых форм, осложняющих поверхность материкового склона, встречены горизонтальные площадки, отдельные уступы, V-образные врезы. Горизонтальные площадки и уступы отмечаются на севере района на участке, который граничит с поднятием м. Песчаного. Они хорошо выражены на глубинах 205 и 350 м; V-образные врезы глубиной 5-10 м развиты в северной части материкового склона, они встречаются от бровки шельфа до глубины 300 м. Южнее поднятия м. Песчаного имеется долинообразное углубление, протягивающееся от бровки до 500 м, превышение бортов над дном долины около 20 м, ширина 2 км. Уклон долины от 14 до 24'. Она выполаживается на юг. В южной части района между древним и современным шельфом располагается узкое вытянутое по меридиану углубление V-образного профиля. Протягивается оно от залива Кара-Богаз-Гол до Апшеронского порога и оконтурено изобатой 200 м. Длина его 75 км при ширине не более 2 км.

Таким образом, характерными чертами этого района являются наличие на шельфе элементов субаэрального рельефа, на склоне - поверхностей древнего шельфа, небольших уклонов поверхностей дна и выровненности рельефа склона.

1. Апшеронский порог.

Апшеронский порог - поднятие в рельефе дна моря, связанное с Апшероно-Прибалханской зоной поднятий и отделяющее Средний Каспий от Южного. Это вытянутое с северо-запада на юго-восток поднятие седловидной формы, асимметричное в поперечном сечении.

Южный борт порога крутой, северный - пологий. Максимальная глубина в наиболее погруженной части около 200 м.

Западная часть порога в виде структурного носа вдается в море до глубины 150 м. Северный склон здесь очень пологий, наклон его составляет около 6-8', на некоторых участках северный склон порога слегка всхолмлен. Южный борт этой части порога довольно сильно расчленен. Уклон этого склона 1-3^о, на нем располагается котловина размерами 6*15 км² с максимальной глубиной в ней 455 м, имеются также небольшие поднятия и углубления типа долин. Кроме того, на глу­бинах 300 и 550 м располагаются небольшие террасовидные площадки.

В центральной, наиболее погруженной части порога осуществляется соединение Среднего и Южного Каспия. Этот участок в поперечном сечении имеет вид асимметричного вала шириной 10-15 км и длиной 50-60 км.

Восточная половина порога сочленяется с п-вом Челекен. Прибрежная его часть отличается довольно сильной расчлененностью. На глубине 20 м прослеживается уступ подводной абразионной террасы. Северный и южный ее склоны расчленены глубоко врезанными долинообразными углублениями протяженностью от 2 до 7 км. Они связаны с многочислен­ными сбросами и разломами, характерными как для Челекенской складки, так и для ее морского продолжения.

Поверхность Западно-Челекенского поднятия также сильно расчленена. В рельефе этого морфоструктурного элемента выделяются несколько уступов, расположенных на глубинах 14-15 м, которые протягиваются параллельно береговой линии полуострова. Поверхность поднятия осложнена также различными холмами и понижениями незначительной амплитуды и разнообразных очертаний. В прибрежной части много кос и береговых валов северо-западного простирания. Наиболее интенсивное расчленение наблюдается до 20 м, глубже рельеф более сглаженный.

На Челекено-Губкинском морском поднятии расположена серия банок, связанных с антиклинальными структурами, многие из них увенчаны грязевыми вулканами. Это банки Ливаново, Губкина, Жданова, ЛАМ.

Центральная зона порога представляет собой поверхность шириной около 25 км, лежащую на глубине 100 - 200 м. Эта поверхность расчленена долиноподобными углублениями с относительным врезом до 140 м. Ширина углубления 3-8 км. Отмечаются два наиболее крупных; вытянуты они в направлении, перпендикулярном общему простиранию порога. Долины эти прослеживаются на юг до глубины 600 м. Кроме того, отмечаются, более мелкие врезы. Долины, видимо, в прошлой были связаны с вышеописанной долиной восточной части Среднего Каспий и, вероятно, образовались в субаэральных условиях. Сильным расчленением обладает также южный склон восточной части порога. Он тоже осложнен рядом эрозионных врезов и многочисленными уступами, расположенными на глубинах 280 - 300 и 360 - 380 м, а в отдельных случаях - 470, 500 и 520 м.

Район центральных депрессий.

Район центральных депрессий располагается по оси Среднего Каспия и его центральной части и граничит со всеми описанными ранее районами. Район этот состоит из трех впадин - Северной впадины. Дербентской котловины и Южной впадины - и испытывает максимальное современное прогибание; он расположен в пределах Центрально-Каспийской моноклинали. Характерная особенность его состоит в том, что ось Северной впадины расположена под углом относительно оси Дербентской котловины, а последняя кулисообразно смещена на запад относительно оси Южной впадины.

Северная впадина протягивается от Мангышлакского мелководья до широты Казахского залива и вытянута в направлении с северо-северо-востока на юго-юго-запад. В северной части впадина узкая, но по мере движения к югу расширяется. Ширина впадины (по изобате 250 м) в северной части 40 км, а на юге увеличивается до 60 км (по изобате 300 м). Характер дна впадины спокойный, она имеет пологий наклон с севера на юг.

В северной части впадины по ее оси наблюдается довольно крупная подводная долина. Продольный профиль впадины имеет ступенчатый характер. Уклон северного участка 15', среднего - 2', южного - 18', причем наиболее крутой участок находится в зоне сочленения Северной впадины с Дербентской котловиной; здесь угол наклона ее достигает 35'.

Дербентская котловина, которая является центральной впадиной Среднего Каспия, вытянута с северо-запада на юго-восток, длина ее составляет 155 км. Максимальную ширину впадина имеет в северо-западной части, где достигает 78 км. На юго-востоке впадина сужается до 40 км. Дно котловины имеет максимальную для средней части Каспийского моря глубину - 800 м и представляет собой относительно плоскую выровненную поверхность с небольшим уклоном с северо-запада на юго-восток.

Южная впадина Среднего Каспия протягивается от широты м. Суэ на севере до Апшеронского порога на юге и ориентирована в субмеридиональном направлении. Длина впадины 145 км, ширина 28 км (по изобате 300 м). Впадина имеет слабый уклон на север. Уклоны ее дна изменяются от 15-18' в южной части до 5' - в северной. Ось этой впадины смещена относительно оси Дербентской котловины на 55 км к востоку, и между ними располагается хорошо выраженный уступ, который южнее переходит в поднятие с амплитудой 80 м. Оно имеет пологий восточный борт с углом наклона около 15' и более крутой западный - 1^о45'. Простирание этого поднятия параллельно простиранию впадины.

Район максимального прогибания отражает особенности геологического строения и является самостоятельным геоморфологическим районом.

3. Строение осадочной толщи

Строение толщи верхнечетвертичных отложений

(по данным зондирования грунтовыми трубками)

В результате изучения верхнечетвертичных отложений Каспийского бассейна и прилегающей суши дано довольно детальное их расчленение (Федоров, 1957). Изучение стратиграфии морских отложений было основано на исследовании более чем 500 колонок донных отложений длиной до 13 м, собранных ИГиРГИ в 1957-1973 гг. Этими колонками, как в глубоководной части моря, так и на шельфе вскрыта толща морских отложений, в которых удалось выделить новокаспийский и верхнюю часть хвалынского ярусов (Лебедев, 1963; Лебедев, Маев и др., 1973).

На основании литологических и палеонтологических (макро- и микро­фауна) данных были выделены новокаспийские и верхнехвалынские отложения. Возраст новокаспийских отложений по сезонной слоистости и радиоуглеродным данным (Каплин, Леонтьев и др., 1971) составляет 6-7 тыс лет.

Ряд авторов считает, что толща новокаспийских отложений имеет 3-членное строение. Видимо, такое строение этой толщи свидетельствует о 3^х фазах новокаспийской трансгрессии (Шнитников, 1957; Леонтьев, 1959; Маев, 1961, 1962; Соловьев, Лебедев и др., 1971).

Как показали полученные новые данные, по содержанию бора в глинистой фракции в новокаспийских отложениях выделяются 3 ритма, отражающие колебания солености (табл.1).

Начало 1 ритма нами принято как начало новокаспийского времени, которое датируется 6000 лет. Исходя из средних скоростей осадкообразования, установленных Л. Лебедевым для рассматриваемого района, она была принята: 100 см в 1000 лет.

Таким образом, рассчитанное по 2 колонкам начало 2^го и 3^го ритмов может быть датировано:

3 ритм - 1200-1400 лет;

2 ритм - 3400-3000 лет;

1 ритм - 6000 лет.

Начало каждого ритма соответствует регрессивной фазе уровня бассейна, поскольку отвечает максимальному осолонению, чему соответствуют и данные по количественному содержанию бора. Время начала ритмов и выделенных регрессивных фаз в глубоководных колонках хорошо сопоставимо с регрессивными фазами новокаспийской трансгрессии, установленными по погруженным береговым линиям в шельфовой зоне. Так, начало 3 ритма, соответствующее времени 1200-1400 лет, может быть сопоставлено с дербентской стадией регрессии, выделенной О. Леонтьевым и П. Федоровым (1953), а также Л. Гумилевым (1966), к которой относятся погруженные береговые линии на глубинах 4-6 м. Начало же 2 ритма (3400-3000 лет) отвечает безымянной стадии регрессии, характеризующейся береговыми линиями на глубине 12-14 м (Марков и др., 1965; Игнатов, 1971).

Кроме этого, установлено наличие большей солености вод на восточном склоне по сравнению с западным во всех ритмах, что соответствует до сих пор существующему распределению солености.

Таблица 1

Характеристика ритмов, выделенных в новокаспийских отложениях

Интересным подтверждением выделенной ритмичности являются данные, приводимые Т. Жаковщиковой (1974) по изменению распределения форм диатомей, которое может быть также связано с колебаниями солености.

Верхнехвалынские отложения подразделяются на 3 горизонта, из которых 2 выделяются наиболее полно:

• мангышлакский, соответствующий предновокаспийской регрессивной стадии Каспийского моря;
• дагестанский, соответствующий последней трансгрессивной стадии верхнехвалынского бассейна.

Новокаспийские отложения

Северный Каспий и Мангышлакский порог. Мелководность современного бассейна и поступление большого количества осадочного материала в бассейн, нивелирующего рельеф дна, приводит к своеобразию процессов осадконакопления в северной части моря.

Детального изучения всей вскрытой толщи новокаспийских отложений Северного Каспия по всей площади акватории пока не произведено. По данным А. Пахомовой (1956), осадки поверхностного слоя характеризуются грубым механическим составом; широкое развитие имеют ракуша с раковинным песком, мелкобитая ракуша, оолитовые и терригенные пески с большей или меньшей примесью раковинного материала (см рис. 5). Только в Уральской бороздине происходит накопление мягких отложений - известковых алевритово-глинистых и мелкоалевритовых илов с примесью незначительных количеств битой и целой ракуши. Здесь же имеет место интенсивная садка хемогенного (?) пелитоморфного карбоната. Накопление этих тонких отложений связано с халистатической зоной, простирающейся над Уральской бороздиной, которую обтекает круговое течение, циркулирующее в Северном Каспии. Как видно из рис. 5, отдельные пятна илистых отложений разбросаны по площади и опоясывают мелкие острова и банки, размыв которых и служит источником тонкозернистого материала; возможно, образование их связано с размывом коренных глинистых пород дна или берегов, как это имеет место в Мангышлакском заливе.

Новокаспийские отложения Мангышлакского порога изучены нами зондированием грунтовыми трубками. В мелководных отложениях Мангышлакского порога наиболее распространенным типом осадков является разнозернистый песок с ракушей. Цвет песка от серого до темно-зеленовато-серого с примесью черных оолитов. Эти отложения слагают основную толщу аккумулятивных банок. Обильно распространена ракуша с оолитовым песком и детритом, реже крупный алеврит с ракушей. Кроме этих типов в низах колонок, вскрывающих новокаспийские отложения, были встречены мелкоалевритовые илы темно-серые с зеленоватым оттенком с большим количеством ракуши и детрита (в двух колонках); алевритово-глинистые илы серые с небольшим количеством ракуши установлены в 1 колонке и в 2^х колонках встречены глинистые илы серого цвета с прослоями черного мелкозернистого оолитового песка с ракушей и крупнозернистым алевритом. Таким образом, для новокаспийских отложений Мангышлакского порога характерно увеличение тонкозернистое отложений к подошве слоя. Изменение палеогеографических условий привело к обмелению моря и соответственно к изменению литологических типов новокаспийских отложений. В настоящее время здесь происходит отложение почти исключительно грубозернистого раковинного материала. Обильные выносы биогенных элементов Волгой приводят к широкому развитию донных биоценозов моллюсков, являющихся поставщиком раковинного карбоната в донных отложениях и способствующих накоплению крупнозернистого материала, тогда как тонкозернистый - терригенный, благодаря значительной активности вод, выносится транзитом из Северного Каспия в Средний, образуя язык песчаного материала вдоль западного склона Среднего Каспия в зоне кругового течения.

Средний Каспий. В формировании отложений новокаспийского яруса в Среднем Каспии основная роль принадлежит терригенному материалу, поступающему в водоем вместе с речными выносами р. Волги и рек Дагестанского побережья, и карбонатному материалу в основном биогенного генезиса. Илистые отложения этого возраста имеют цвет от зеленовато-серого и серого до темно-серого; среди песчаных отложений на востоке в основании новокаспийской толщи встречаются черные оолитовые пески. Илистые осадки характеризуются значительным содержанием пирита и гидротроилита (Лебедев, 1963). Обильны в них и накопления панцирей диатомей, особенно в алевритово-глинистых и мелко-алевритовых илах материкового склона. Максимальное содержание диатомовых водорослей отмечается в Северной впадине Среднего Каспия (Алексина, 1960). Содержание С_орг в них колеблется от 0,47% песках до 3,14% в глинистых илах. Отмечается уменьшение содержанив С_орг в низах колонок в связи с редукцией в процессе диагенеза при увеличении содержания СаСО₃ к подошве яруса. Как было указано выше, отложения новокаспийского яруса имеют трехчленное строение, как в Среднем, так и в Южном Каспии. Кроме того, для этих отложений характерна горизонтально-слоистая текстура, вызванная главным образом тремя причинами: 1) изменениями климатических условий осадкообразования; 2) процессами, локально нарушающими нормальный ход осадкообразования, такими, как суспензионные потоки и оползни, приводящие к образованию градационной слоистости в глубоководных отложениях; 3) диагенетическими процессами (Лебедев и Маев, 1973).

На западном шельфе Среднего Каспия на глубине 25-60 м преобладают мелкоалевритовые слабоизвестковые илы с содержанием СаСО₃ до 13% и в сухом виде имеющие серый и темно-серый цвет, Они переслаиваются со слабоизвестковыми алевритово-глинистыми и глинистыми илами и крупным алевритом, при этом два последних типа имеют подчиненное значение. Мелкоалевритовые илы в значительной мере обогащены раковинным материалом (рис. 5). В нижней части шельфа и значительной части материкового склона до глубины 500 м распространены уже в большей мере слабоизвестковые алевритово-глинистые илы. Они протягиваются довольно узкой полосой от Апшеронского порога до м.Адамташ в верхней части восточного материкового склона на глубинах 150 - 250 м.

Это - серые или зеленовато-серые, реже темно-серые осадки, цвет которых обусловливается сульфидами железа. В западной части Среднего Каспия алевритово-глинистые илы обильно содержат гидротроиллит.

В центральном районе Среднего Каспия - районе глубоководной котловины - площадь покрыта слабоизвестковыми глинистыми илами серого и зеленовато-серого цвета с незначительной примесью более крупного обломочного материала в области суспензионных потоков и оползней. Они содержат меньшее количество сульфидов железа и панцирей диатомей.

Известковые алевритово-глинистые и глинистые илы встречены по периферии Северной впадины Среднего Каспия на глубинах150-200 м. Это - светло-серые и серые осадки, во влажном состоянии пластичные и мягкие, с прослоями сульфидов железа (пирита и гидротроиллита) с содержанием СаСО₃ выше 30%, при этом в алевритовой фракции обилен раковинный детрит.

В восточной части Среднего Каспия своеобразные условия осадконакопления связаны с отсутствием речного стока и пустынным климатом. Широкая шельфовая зона и подъем глубинных вод, обогащенных биогенными компонентами, являются благоприятными условиями для развития фитопланктона и донных биоценозенозных моллюсков, поставляющих обильный биогенный карбонат в донные отложения восточного шельфа, являющийся главным генетическим типом в этих высококарбонатных отложениях. В зоне прибрежных песчаных отложений до глубины 50 м около уреза выделяются пылеватые пески, сменяемые песками ракушечно-оолитовыми, оолитовыми с ракушей и ракушей, где содержание СаСО₃ более 70% и доходит до 92,5% в наиболее грубозернистых отложениях.

Ниже по склону до глубины 90 м распространена ракуша с примесью крупного алеврита и мелкоалевритового ила, содержание которых растет с глубиной, а карбонатность отложений колеблется от 50 до 70%. Этот тип отложений сменяется известковыми алевритово-глинистыми илами с уменьшением в них количества ракуши и колебанием карбонатности от 30 до 50%. Ниже по склону эти осадки переходят в слабоизвестковистые глинистые илы.

Характерным для восточного шельфа является наличие в основании новокаспийских отложений прослоя черных и серых ракушечно-оолитовых песков и алевритов с примесью окатанной гальки, состоящей из корки цементации и черных оолитовых известняков. Мощность прослоя колеблется в интервале 0 - 150 см.

Результаты силикатного анализа новокаспийских отложений показали, что осадки эти сложены в основном кластофильными элементами (SiО₂, Al₂O₃ со значительной примесью карбонатного материала, где колебание силикатной части осадка происходит в пределах от 38,85 до 58,11%. Отмечается уменьшение содержаний SiО₂, и Al₂O₃, к низам колонки и увеличение значения СаСО₃. Содержание СаСО₃ колеблется в значительных пределах и достигает своих максимальных значений в грубозернистых отложениях восточного шельфа (более 90%). Содержание валового железа в новокаспийских отложениях уменьшается при переходе от тонкозернистых отложений к грубозернистым и колеблется от 1,34 до 5,59% (Лебедев, Маев 1973). Наиболее обогащены валовым железом осадки западного шельфа.

На ограниченном количестве колонок из сухого материала были изучены формы железа по стандартной методике, при этом сульфидное железо рассчитывалось по сульфидной сере, а обломочное железо определялось путем вычитания реакционного железа (FeS+Fe²⁺+Fe³⁺) от общего валового. В среднем для глинистых и алевритово-глинистых илов получены соотношения соответственно (в %): валовое железо 4,96 и 4,36; реакционное железо - 3,7 и 3,68 (или 74,8 и 84,6% от валового), обломочное железо - 1,25 и 0,67 (или 25,2 и 15,4% от валового). Среди компонентов реакционного железа содержание сульфидного железа (Fe сульфид) составляло 13,2-10,2% (или 9,9 и 8,6% от валового). Наибольшее обогащение сульфидным железом, представленным в основном пиритом, происходит в подстилающих поверхностный горизонт осадках в интервале 50 (?) -200 см.

Ниже количество его сокращается, минимальные значения сульфидного железа отмечены в низах колонок. Содержание окисного железа (Fе³⁺) составило 56,6 и 63% (или 42,4 и 53,5% от валового) и закисного железа (Fe²⁺) 30,3 и 26,8% (или 22,6 и 22,8 от валового). При этом минералогически подтверждена хорошая увязка содержаний окисного железа с обогащением отложений лимонитом, а закисного железа (Fe²⁺) - с минералами силикатного ряда типа магнезиальных лептохлоритов, что установлено по данным термического анализа. В итоге всех полученных данных можно отнести новокаспийские отложения к осадкам слабовосстановленных сульфидно-лептохлоритовых фаций (Теодорович, 1962).

Мощности новокаспийских отложений. Изучение мощностей новокаспийских отложений глубоководной части Среднего Каспия позволило впервые вскрыть закономерности изменения мощностей отложений на площади этой акватории (Лебедев, 1963). Мощности новокаспийских отложений меняются от 0 до нескольких десятков метров.

Нулевые мощности наблюдаются в зоне ограниченного современного осадконакопления на краю шельфа (рис.6), где характерно уменьшение мощности отложений или даже полное их отсутствие, в связи сповышением гидродинамической активности в этой зоне. В результате на поверхность дна выходят более древние горизонты верхнечетвертичных осадков.

На повышение гидродинамической активности вод оказывает влияние изменение углов наклона дна на краю шельфа. Связанное с этим погрубение осадков на краю шельфа отмечалось для различных бассейнов еще ранее литологами (Страхов и др., 1954; Лисицын, 1959, Гершанович, 1962). Поскольку увеличение гидродинамической активности вод в Среднем Каспии захватывало довольно широкую зону, а не только бровку, где движение вод наиболее интенсивное, было высказано предпололожение, что это может обусловливать постепенное нарастание мощностей по обе стороны от края шельфа (Лебедев, 1963). Полученные дополнительные данные по изучению мощностей восточного шельфа и Мангышлакского порога подтверждают эти выводы.

Как видно из карты (рис 6), на Мангышлакском поро­ге наибольшие мощности приурочиваются к аккумулятивным банкам ограниченным 6- и 10-метровыми изобатами, и достигают 5 м.

В северном и южном направлениях от центральной части порога мощности новокаспийских отложений сокращаются, и на юг от Мангышлакского порога распространена обширная зона ограниченного осадконакопления, где мощности грубозернистых отложений не превышают 0,5 м благодаря выносу здесь круговым течением тонкозернистого материала. Эта зона окаймляет западный борт Северной впадины Среднего Каспия. Линии равных мощностей вытянуты параллельно изобатам. Увеличение мощностей происходит к подножию склона, а также с запада на восток. На восточном борту Северной впадины зона наибольших мощностей (более 4 м) нахо­дится в нижней части восточного склона.

На западном шельфе установлено закономерное увеличение мощ­ности в центральной части шельфа и уменьшение к береговой зоне и к краю шельфа. Но колонки не вскрыли полную мощность ново­каспийских отложений в центральной части шельфа.

Дно глубоководной котловины характеризуется относительно небольшими мощностями, меньшими, чем на материковом склоне (0,7- 2,3 м), с общей тенденцией к возрастанию в южном и восточном направлениях.

На севере восточный шельф относительно узок. В прибрежной зоне мощности отложения небольшие ө 0,2-0,9 м, в центральной части шельфа они увеличиваются до 3,1-3,5 м, а у бровки шельфа пони­жаются до 0,05-0,1 м. Благодаря тому, что шельф у м.Меловой сужается, здесь наблюдается резкое нарастание мощностей со значительным градиентом. У м.Песчаного шельф вновь расширяется, и на северном борту Песчаномысско-Ракушечной зоны поднятий мощности новокаспийских отложений растут с юга на север. Вероятно, это обусловлено тем, что здесь имеет место основная разгрузка терригенного материала, поставляемого противотечением из Северного Каспия. Именно этим фактором обусловлено также формирование здесь аккумулятивного типа берега. Южнее м.Песчаный на шельфе мощности новокаспийских отложений значительно меньше и не превышают 2 м в центральной части Казахского залива. При этом на всем восточном шельфе сохраняется тенденция увеличения мощ­ностей в центральной части шельфа и уменьшения к бровке шельфа и побережью.

Таким образом, изменение мощностей по площади Среднего Каспия хорошо подчеркивает установленные закономерности разноса осадочного материала, поступающего в основном с севера и запада, циклоническим течением. Максимальные мощности новокаспийских отложений на западном шельфе расположены в зоне основного поступления осадочного материала за счет выносов рек западного побережья и Волги.

Верхнехвалынские отложения

а. Мангышлакский горизонт. Отложившиеся в регрессивную фазу верхнехвалынского бассейна отложения мангышлакского горизонта существенно отличаются как от вышележащих новокаспийских, так и от подстилающих их хвалынских отложений.

Для них характерными являются: буровато-коричневый цвет, более крупнозернистый состав, пониженная карбонатность по сравнению с новокаспийскими осадками, своеобразная текстура осадков, измене­ние количественного соотношения основных минеральных компонентов в тех же минералогических комплексах, уменьшение содержания С_орг в отложениях.

Как было установлено ранее (Лебедев, 1963; Лебедев, Маев, 1963, 1964, 1972, 1973; Кулакова, 1959, 1966, 1967), в процессе осадко­образования основная роль принадлежит терригенному материалу и более ограничена, по сравнению с новокаспийскими осадка­ми, роль карбонатного, имеющего как биогенный, так и хемогенный генезис.

В глубоководной зоне широко распространены такие тонкозернистые отложения, как слабоизвестковые глинистые и алевритово-глинистые илы, переходящие на восточном склоне и прилегающем участке шельфа в слабоизвестковые мелкоалевритовые илы, сменяемые на мелководье оолитовым песком с примесью целой и битой ракуши (рис 7).

В северо-западной части довольно значительное распространение по площади получили алевритово-глинистые и мелкоалевритовые терригенные малокарбонатные (менее 10%) отложения, образование которых связано с непосредственной близостью таких источников поступления материалов, как реки, разветвленная сеть древних долин которых четко выражена на геоморфологической карте (см. рис. 3). На Мангышлакском пороге, по-видимому, вскрыты субаэральные (континентальные) отложения.

На западном шельфе и материковом склоне Среднего Каспия мангышлакские отложения представлены толщей переслаивающихся глинистых и алевритово-глинистых плотных буровато-желтых и серовато-бурых слабоизвестковых илов, мощность прослоев которых в среднем 1-2 см. На плоскостях наслоения наблюдается присыпка крупного алеврита, а также имеются образования, связанные, по-видимому, с деятельностью илоедных организмов. В верхней части материкового склона эти осадки становятся более тонкозернистыми, мощности прослоев возрастают, исчезает крупный алеврит. К подножию материкового склона увеличивается мощность слабоизвестковых глинистых илов с присыпками алевритового материала на плоскостях наслоения. На материковом склоне Дагестана отчетливо проявляется ритмичная градационная слоистость с мощностью ритма 8-15 см (иногда до 0,5 м). В пределах каждого ритма наблюдается постепенный переход снизу вверх от крупного алеврита или мелкоалевритового ила к глинистым илам. Осадки с градационной слоистостью приурочены к участкам шельфа, обладающим своеобразной геоморфологией, наличием подводных долин, что позволяет предположить значительную роль суспензионных потоков во время накопления мангышлакских отложений.

В центральном районе Среднего Каспия - районе глубоководной котловины и прилегающей части восточного материкового склона - мангышлакский горизонт имеет трехслойное строение, при этом средний слой содержит более крупнозернистые, преимущественно слабоизвестковые алевритово-глинистые илы бурого цвета. Мощность его в 2-3 раза больше вышележащего слоя. Нижний слой представлен наиболее тонкозернистыми глинистыми илами с несколько повышенной карбонатностью. Для этих слабоизвестковых глинистых илов характерна микротекстура, напоминающая косую слоистость. Отмечено наличие в тонкозернистых отложениях этого района отдельных хорошо окатанных крупных частиц песчаной размерности, а на материковом склоне - даже гравийного материала. Среди тонкозернистых отложений глубоководных котловин встречены также прослои хорошо отсортированных алевритов, что связано, вероятно, с суспензионными или оползневыми явлениями.

В восточном районе Среднего Каспия в основном доминируют 3 типа отложений:

1) ракушечно-оолитовые пески желтого и буровато-желтого цвета;

2) песчано-гравийно-галечные отложения с примесью ракушечной дресвы;

3) слабоизвестковые мелкоалевритовые и алевритово-глинистые отложения переходящие в более тонкозернистые слабоизвестковые алевритово-глинистые отложения на материковом склоне.

В целом слабоизвестковые мелкоалевритовые и алевритово-глинистые илы в отложениях восточной части более крупнозернисты и более карбонатны (до 16,4%), чем отложения западной части моря. Это является следствием уменьшения пелитовой составляющей, увеличения мелкоалевритовой и обогащения раковинным материалом. Микротекстура осадков в основном пятнистая, связанная с пятнистым ожелезнением, благодаря обилию минералов, представленных окисными формами железа. Там, где мангышлакские отложения обнажаются на дне, верхи колонок наиболее ожелезнены.

Накопление грубообломочного материала в мангышлакских отло­жениях в ряде случаев приводит к увеличению мощности этой толщи.

В основном грубообломочный материал представлен желтыми ракушечно-оолитовыми и оолитовыми известняками.

Наибольшее обога­щение обломочным материалом приурочивается к террасам, где и на­блюдается увеличение количества крупнообломочного материала в мангышлакских отложениях по сравнению с новокаспийскими.

Для осадков мангышлакского горизонта характерно, кроме их более низкой карбонатности по сравнению с новокаспийскими осадками, изменение как терригенной, так и аутигенной и биогенной составляющих минерального комплекса осадков. В этих осадках полностью отсутствуют обильно содержащиеся в новокаспийских створки диатомей и в значительно меньших количествах содержится биогенный карбонат, представленный здесь главным образом раковинами остракод и фораминифер, а также раковинным детритом. В мангышлакских отложениях по сравнению с новокаспийскими значительно меньше пирита, а местами он полностью отсутствует. Терригенные зерна, особенно крупноалевритовой размерности, обогащены кварцем. Зерна его угловаты и полуокатанны, встречается кварц и с волнистым погасанием. Данные об увеличенном содержании кварца в мангышлакских отложениях подтверждены как изучением иммерсионным методом алевритовой фракции отложений, так и термографической кривой, дающей максимум, характерный для кварца в этих отложениях. Содержание С_орг в алевритово-глинистых илах мангышлакского горизонта 0,44%, тогда как в новокаспийских отложениях - 1,18%, в мелкоалевритовых илах - 0,32%; при этом наблюдается уменьшение содержания С_орг в осадках восточной части моря по сравнению с западной.

Изучение содержания валового железа показало увеличение его в мангышлакских отложениях, что хорошо согласуется как с цветом, так и с пятнистой микроструктурой и обилием минералов, связанных с окисными формами железа. Количество валового железа колеблется от 2,01 до 5,58% и уменьшается с запада на восток, что связано с переносом во взвеси железа круговым течением.

Реакционное железо в алевритово-глинистых и мелкоалевритовых илах составило 73,5 и 67,2% соответственно, обломочное железо 26,4 и 32,8% от валового железа. Среди компонентов реакционного железа содержание сульфидного железа (Fe сульфид) составило в алевритово-глинистых и мелкоалевритовых илах 0,5 и 0,6% соответственно (или 0,4% от валового в обоих случаях). Таким образом, полученные даные свидетельствуют о резком сокращении этого компонента в мангышлакском горизонте по сравнению с новокаспийскими отложениями как на западном, так и восточном склонах Среднего Каспия. Содержание окисного железа (Fe³⁺) в алевритово-глинистых илах составило82,3%, в мелкоалевритовых - 78,2% (или 60,6 и 52.5% от валового соответственно). Желтый цвет влажных осадков указывает на окисное их состояние в природных условиях. Закисное железо (Fe²⁺) в алевритово-глинистых илах уменьшается по сравнению с содержанием в новокаспийских отложениях до 16,8%, а в мелкоалевритовых илах составило 21,4% (или 12,4 и 14,4% от валового соответственно).

Полученные данные по формам железа и содержанию С_орг позволили рассчитать приближенный баланс редукционного процесса в осадках Среднего Каспия по предложенной Н.М. Страховым методике (1972), показать количество вещества, претерпевшего редукцию в диагенезе осадков, и сопоставить его с количеством израсходованного органического вещества на восстановительные процессы. Поскольку для полного баланса не было определений Mn, а формы железа определялись из сухого материала, расчет этот, как уже указывалось выше, только приближенный.

Расход С_орг на восстановительные процессы в новокаспийских отложениях составил в весовых количествах 0,4595-0,4012%, или 20,4-20,8% по отношению к исходному органическому веществу, тогда как в мангышлакских отложениях весовые количества колеблются от 0,0490 до 0,0404% и составляют 9,2 - 10,9% от исходного органического вещества. Здесь имеют место не только уменьшение в осадке количества С_орг, но и иные условия седиментации в регрессивную мангышлакскую фазу.

Для выделения редукционных процессов разной интенсивности были использованы предложенные Н. Страховым для Тихого океана градации диффузионного проникновения SO^-2₄ и отвечающие им ве­личины С_орг остаточного. Установлено, что зона сильных редукционных процессов приурочивается ко всем вскрытым в колонках новокаспийским отложениям. При этом, оставаясь сильным, процесс достигает своего максимума в колонках в интервалах 50 - 160 и 60 - 200 см. В мангышлакских отложениях происходит резкое падение интенсивности процесса и имеет место лишь его слабое проявление. Там же, где на краю шельфа имеет место зона размыва и на поверхность выходят мангышлакские отложения в поверхностном слое (0-5 см), реакционное железо представлено окисной формой и закисное железо появляется лишь в подстилающих отложениях, где имеет место процесс слабой интенсивности.

Полученные данные дали возможность проследить морфологию редуцированной зоны, определяемую размещением сульфидных форм железа. Максимальные значения количества сульфидов и наибольшая интенсивность редукционного процесса отмечаются в разных колонках на протяжении 50-160 и 60-200 см, снижаясь как к поверхности, так и ниже по колонке. Это позволяет выделить активную зону отло­жений, мощность которой, по-видимому, колеблется в интервале 1,5 - 2 м, где происходят максимальные редукционные процессы, связанные с диффузионным насасыванием SO^-2₄ из морской воды, тогда как ниже по колонке происходит стабилизация содержания в осадке сульфидного железа. Это свидетельствует, как указывает Н.Страхов, о том, что диффузионное проникновение SO^-2₄ прекращается или идет таким низким темпом, что не отражается на содержании.

Таким образом, полученные для Каспийского моря предварительные данные близки к рассчитанным Н. Страховым для Тихого океана, где им определяется мощность активной зоны - 1,5 м. При этом он указывает, что свидетельством реального наличия активной зоны осадка является распределение твердых фаз серы, возникающих в диагенезе.

Как указывалось выше, определение в глинистой фракции отложений количественным спектральным методом содержаний бора позволило показать, что во время мангышлакской регрессии соленость Каспийского моря была выше, чем в новокаспийское. В мангышлакское время отмечается увеличение в осадках гидрослюды и хлорита и уменьшение монтмориллонита и каолинита при значительном содержании смешанослойных минералов гидрослюдисто-монтморилло-нитового состава, образование которых вызывается, по-видимому, изменениями монтмориллонита.

Полученные результаты позволяют утверждать, что комплексное изучение глинистых минералов и бора в глинистой фракции дает возможность более уверенно рассматривать палеогеографические изменения, происшедшие в бассейне.

Мощности мангышлакского горизонта. Распределение мощностей мангышлакских отложений подчеркивает еще раз закономерности, установленные в морских бассейнах (см рис 6). Увеличение мощности приурочивается к средней части материкового склона, где она достигает 3 м и более. В Северной впадине мощности составляют около 2 м и лишь в самом северном выступе, между современными изобатами 200 и 300 м, вырисовывается линзообразное пятно, где мощности превышают 3 м.

В северо-западной части Среднего Каспия в местах накопления мелкоалевритового и алевритово-глинистого малокарбонатного ила наблюдаются линзообразные зоны повышенных мощностей - более 4 м, также лежащие между изобатами 200 и 300 м. На большей площади Дербентской котловины мощности мангышлакских отложений ко­леблются от 2 до 1 м, при этом минимальные (менее 1 м) мощности наблюдаются в ее южной части, между изобатами 600 и 700 м, тогда как южнее на материковом склоне мощности осадков возрастают до 3 м.

На восточном шельфе южнее м.Песчаный, на широте Казахского залива хорошо прослеживается увеличение мощности в центральной части восточного шельфа, уменьшение ее у бровки шельфа (менее 1 м) и нарастание мощности мангышлакского горизонта на материковом склоне. Таким образом, изложенное распределение мощностей отложе­ний мангышлакского горизонта аналогично распределению новокаспийских отложений, что позволяет предполагать сходство условий поступления и разноса обломочного материала в мангышлакское и новокаспийское время, несмотря на разницу в отметках уровня моря, механического состава поступающего обломочного материала и его объема (Лебедев и др., 1973).

б. Дагестанский горизонт. Отложения дагестанского горизонта, залегающие под мангышлакскими регрессивными отложениями, представлены тонкозернистыми слабокарбонатными глинистыми илами серовато-коричневого и коричневого цвета. Тонкозернистость осадков горизонта позволяет предположить, что отложение его происходило в период трансгрессии и что он может быть сопоставлен с последней трансгрессивной стадией верхнехвалынского бассейна - дагестанской, имеющей широкое развитие на побережьях Каспийского моря (Леонтьев, Федоров, 1953; Леонтьев, 1961; Лебедев, Маев, 1973). К сожалению, отложения дагестанского горизонта вскрыты относительно небольшим количеством колонок, и если для глубоководной части моря, благодаря значительной однородности типов отложений по площади, изучение их не вызвало сложности, то в условиях шельфа расчленение мангышлакских и дагестанских отложений было в некоторых случаях затруднительно в связи с полным отсутствием фауны, а также размывом и переотложением этих осадков в регрессивную мангышакскую фазу.

Вскрытая на западном материковом склоне Среднего Каспия дагестанская толща, хотя и имеет небольшую мощность (0,03-1 м), расчленена на две части: верхнюю, сравнительно крупнозернистую часть, и нижнюю, более тонкозернистую. Колебание карбонатности составляет 8-23%. Отмечается присутствие хорошо окатанной гальки и гравия карбонатных пород.

В центральной части Среднего Каспия дагестанский горизонт на обширном пространстве представлен однообразными коричневыми гли­нистыми илами, карбонатность которых колеблется от 8 до 11%. Отмечается некоторое возрастание алевритовой фракции к основанию горизонта и появление коричневато-серой окраски. Мощность горизонта колеблется от 0,25 до 2,5 м. Ближе к краю восточного шельфа возрастает крупнозернистость осадков, встречаются слабоизвестковые глинистые и алевритовотлинистые илы, содержание карбоната возрастает до 20-26%. Осадки содержат много окатанных обломков карбонатных пород песчано-галечной размерности, а также раковинный материал, образующий прослои до 10 см.

На восточном шельфе отложения дагестанского горизонта представлены серыми и буровато-серыми слабоизвестковыми глинистыми, известково-глинистыми и мелкоалевритовыми илами и алевритом, прослои которого серовато-бурого цвета иногда отмечаются в верхней части горизонта.

На Апшеронском пороге дагестанские отложения близки к отложениям, вскрытым на краю восточного шельфа. Описанные на Апшеронском пороге глубоководные галечники (Батурин, Копылова, 1956), по-видимому, связаны с выходами на поверхность дна в центральной части порога именно дагестанского горизонта.

Состав отложений и распределение литологических типов дагестанских осадков позволяют сделать заключение о преимуществе терригенного осадконакопления, материал для которого поставлялся реками северного и западного направлений и разносился существовавшим, по-видимому, и в то время круговым течением. Наличие значительного погрубения осадков в отдельных местах материкового склона Среднего Каспия и особенно на Апшеронском пороге позволяет предполагать существование интенсивных придонных течений в дагестанское время.

Связь осадконакопления с геологическим строением дна

Рассмотренный материал по осадкам позволяет сделать ряд выводов об особенностях строения толщи верхнечетвертичных осадков. Они обусловлены, прежде всего, особенностями геологического строения платформенной части Каспийского моря. Наиболее отчетливо зависимость распределения осадков от крупных структурных элементов видна в Среднем Каспии. На эту зависимость уже обращалось внимание раньше (Лебедев, 1963; Лебедев и др., 1973). В связи с тем, что в настоящей работе рассматривается комплекс вопросов, связанных с геологическим строением дна, напоминаем вкратце сформулированные ранее положения.

В настоящее время морская часть Терско-Каспийского прогиба находится на первом, или морском, этапе развития (Лебедев и др., 1973). В то же время соседний Предкавказский участок краевого прогиба характеризуется континентальными условиями и образованием континентальной молассы. Таким образом, здесь налицо разновременность формирования различных частей краевого прогиба, на что обратили внимание В.Ф.Соловьев и Н.С. Скорнякова (1955). Названные исследователи связывали это явление с различным возрастом завершающей стадии складчатости осевой зоны на западе и востоке - Большого Кавказа. Вероятно, другой, не менее важной причиной является, на наш взгляд существование меридиональной Каспийской впадины, длительные нисходящие движения в которой задерживают развитие юго-восточной части Терско-Каспийского прогиба по сравнению с северо-западной частью. Ниже (см главу 4) будет показано, что в структурном отношении Средний Каспий характери­зуется четко выраженной асимметрией. Тектонические элементы его западного геосинклинального борта значительно более дислоцированы

И значительно резче выражены по сравнению со структурами восточного платформенного борта прогиба и прилегающих участков эпигерцинской платформы (Соловьев, Скорнякова, 1955; Лебедев, 1961; Соловьев и др, 1962). Помимо структурной асимметрии в Среднем Каспии отмечается четкая асимметрия морфологии впадины, выражающаяся в разных уклонах ее бортов на западе и на востоке, и связанных с крутыми уклонами на западе некоторых форм рельефа (подводнооползневые формы и подводные долины), которые отсутствуют на востоке (Соловьев и др, 1962). В связи с различной структурой западной и восточной частей Среднего Каспия находится и разная их сейсмичность. Преобладающее число землетрясений, зарегистрированных за последнее время в Среднем Каспии, приходится на западный материковый склон. В несоответствии углов наклона западного материкового склона и залегающих на глубине плиоценовых отложений можно видеть черты так называемых смещенных комплексов, происхождение которых связано с миграцией оси передового прогиба на платформу (Лебедев, 1962). Характерной чертой Среднего Каспия является наличие зоны прогибания, некомпенсированной осадконакоплением, приуроченной к Дербентской котловине. Эта некомпенсированность, по крайней мере в постплиоценовое время, доказывается сопоставлением сейсмических профилей с профилями рельефа дна, из которого следует, что мощность постплиоценовых отложений на дне Дербентской котловины значительно меньше их мощности на западном материковом склоне (Лебедев, 1962). Голоценовые осадки подчеркивают некомпенсированность прогибания Среднего Каспия в недалеком геологическом прошом.

В силу различного геологического строения побережий Средний Каспий характеризуется асимметрией питания обломочным материалом. Основное количество последнего поступает в Средний Каспий с запада с горных сооружений Большого Кавказа и с севера за счет волжских выносов с Русской платформы. Обломочный материал с эпигерцинской платформы поступает только эоловым путем и в результате абразии берегов, причем объем этого материала ничтожен по сравнению с тем, что вносят реки. Эта асимметрия в питании терригенным материалом, морфология впадины и ее геологическая структура обусловливают асимметричное распределение голоценовых отложений. Прежде всего, она выражается в том, что мощности изученных горизонтов и особенно новокаспийского на западе значительно больше, чем на востоке. По составу - осадки западной части Среднего Каспия более крупнозернистые, чем на востоке (на том же батиметрическом уровне). Это прослеживается по всем трем горизонтам. Наиболее тонкозернистые осадки наблюдаются на восточном борту впадины. Малое поступление обломочного материала и подток глубинных вод, обогащенных биогенными компонентами, обусловили широкое раз­витие в пределах восточного шельфа биогенного карбонатонакопления, которое еще в большей степени, чем гранулометрия, подчеркивает асимметрию в составе осадков восточной и западной частей Среднего Каспия (Лебедев и др., 1973).

Наблюдаются также различия в режиме осадконакопления на западе и востоке Среднего Каспия. На востоке осадки откладываются в спокойных условиях, переход отложений одних литологических типов в другие постепенный, изменения состава осадков по вертикали плавные, без резких скачков. Для западной части Среднего Каспия характерен неустойчивый режим осадконакопления, выражающийся: в частой смене по вертикали различных гранулометрических типов осадков на шельфе, связанных с перемещением в пространстве основных поверхностных течений; в наличии градационной слоистости на материковом склоне, обусловленной суспензионными потоками времени послехвалынской регрессии; в следах подводнооползневых явлений на дне глубоководной котловины. И, наконец, еще одной характерной чертой Среднего Каспия является преимущественно обломочный характер осадконакопления в нем. За весь изученный период в Среднем Каспии откладывались в основном терригенные осадки.

Таким образом, геология дна Среднего Каспия характеризуется следующими чертами:

а) асимметрией рельефа и тектонической структуры;

б) некомпенсированностью прогибания дна осадконакоплением, по крайней мере с плиоценового времени;

в) асимметрией в поступлении обломочного материала;

г) асимметрией в распределении обломочного материала как по составу, так и по мощности;

д) асимметрией в характере осадконакопления (неустойчивость режима на западе, более стабильные условия на востоке);

е) преимущественно обломочным характером осадконакопления.

Характеристики эти имеют сходство по ряду черт с описаниями древних морских бассейнов передовых прогибов эпохи формирования терригенно-карбонатных формаций, т.е. первой стадии развития или стадии некомпенсированного прогибания. Поэтому полученные при изучении осадков Среднего Каспия выводы могут с успехом применяться при сравнительно-литологических исследованиях аналогичных древних бассейнов.

Выходы дочетвертичных отложений на поверхность дна Среднего Каспия

Хотя основная площадь поверхности дна Северного и Среднего Каспия слагается новокаспийскими отложениями, на ряде участков эти отложения отсутствуют и на дне обнажаются доновокаспийские отложения как четвертичного, так и более древнего мезокайнозойского возраста. Указанные выходы были закартированы подводной геологической съемкой, аэрогеологическими наблюдениями и картировочным бурением. Данные о возрасте обнажающихся коренных пород в комплексе с данными геоакустического профилирования позволяют протрассировать те или иные слои в сторону закрытой новейшими отложениями части бассейна и, таким образом, сделать предположения о возможном составе отложений, участвующих в строении того или иного района.

По особенностям геологического строения могут быть выделены следующие районы: вдоль западного берега - Приапшеронский и Придагестанский, вдоль восточного - Примангышлакско-Прикарабогазский, а основная же часть акватории Среднего Каспия выделяется как центральный район.

Приапшеронский район. Наиболее крупное поле выходов дочетвертичных отложений приурочено к Приапшеронскому району, охватывающему прибрежную часть шельфа севернее и северо-восточнее Апшеронского полуострова. Это район юго-восточного погружения Большого Кавказа. Наиболее древними отложениями, обнажающимися на дне Среднего Каспия, являются верхнемеловые карбонатные отложения акбуранской свиты, так называемый килязинский флиш. Они слагают узкую прибрежную полосу вдоль Килязинской косы и весьма небольшой участок дна севернее Килязинской косы.

Палеогеновые и нижне-среднемиоценовые отложения - майкопская, коунская и сумгаитская свиты - представлены здесь глинистой толщей, протягивающейся на дне в виде узкой полосы вдоль берега от Килязинской косы на северо-запад. Тарханский горизонт также представлен глинисто-песчанистой толщей, а чокракско-спириалисовый горизонт сложен в основном брекчированными доломитами. Эти горизонты также протягиваются на дне в виде узкой полосы в районе Килязинской косы и северо-западнее.

Диатомовая свита прослеживается от Нефтяных Камней на северо-востоке до ст. Насосной на юго-востоке. Свита представлена чередованием глины с пропластками доломитов, глинистых сланцев и вулканического пепла. Понтические отложения представлены пачкой плотных глин с тонкими прослоями мергелей и мелкозернистого песка.

Продуктивная толща обнажается на значительной площади дна Приапшеронского района в ядре антиклинальных структур и в виде сплошной полосы в прибрежной части от Наружных плит на северо-западе до м. Безымянный на юго-востоке. Как и на Апшеронском полуострове, она представлена песчано-глинистой толщей с прослоями галечников. В Приапшеронском районе все выходы продуктивной толщи оконтуриваются маломощной пачкой плотных слоистых известковистых глин акчагыльского яруса. Пачка акчагыльских отложений здесь является маркирующим горизонтом, и по ним хорошо прослеживаются основные структурные элементы района. В Приапшеронском районе наиболее широко развиты отложения апшеронского яруса, представленные здесь всеми 3^мя подъярусами. Нижний подъярус сложен почти нацело глинами, и по этой толще прослеживается резкое сокращение мощностей к сводам складок. Средний подъярус представлен глинами, песками и известняками с косой слоистостью. Верхний же подъярус сложен песчанистыми детритусовыми известняками.

Апшеронские отложения в виде сплошной полосы протягиваются от района Наружных Камней на северо-западе до Нефтяных Камней на юго-востоке. Апшеронские отложения перекрываются глинистыми илами новокаспийского возраста.

Характерной особенностью этого района является наличие грязевых вулканов на банках Андриевского, Опасная, о. Нефтяные Камни и развитие на этих участках грязевулканических брекчий.

Основными структурными элементами этого района являются: морское продолжение юго-западного борта Кусаро-Дивичинского прогиба; Сумгаитская синклиналь и антиклинальный пояс Апшеронского архипелага, протягивающийся от банки Камни Два Брата на северо-запад через банку Цюрупы и банку Апшеронская до банки Андриевского на юго-востоке.

Юго-западнее от нее протягиваются меньшие по масштабу антиклинальные зоны: банка Дарвина - о.Артема - Гюргяны-море и Камни Григоренко - о.Жилой - Нефтяные Камни.

Все структуры хорошо оконтуриваются по выходам пачки акчагыльских известковистых глин. Во вскрытых ядрах антиклинальных зон обнажается продуктивная толща. Борта складок и синклинальные зоны сложены апшеронскими отложениями. Все эти структуры хорошо прослеживаются и по геоакустическим профилям.

В целом отмечается общее падение пород в сторону глубоководной части Каспия и постепенное омоложение обнажающихся отложений в этом же направлении.

Придагестанский район. На дне вдоль Дагестанского побережья неширокой полосой протягиваются выходы сарматских отложений, местами перекрытые верхнехвалынскими и новокаспийскими отложе­ниями. Сарматские отложения представлены здесь 2^мя толщами: нижне-среднесарматской и верхнесарматской.

Нижне-среднесарматская толща преимущественно глинистая с прослоями песчаников, детритусовых песчаников и мергелей. Верхнесарматская толща на шельфе представлена преимущественно известняками, глинистые прослои играют подчиненную роль.

Нижне-среднесарматская толща обнажается на дне в своде Избербашской складки и складки Инчхе-море.

В пределах прибрежной части шельфа Южного Дагестана верхнесарматские известняки вместе с известковистыми прослоями верхней части среднего сармата образуют основные скульптурные формы рельефа морского дна в виде гряд, протягивающихся на расстоянии от нескольких сот метров до 3-4 км от берега. Они прослеживаются от м.Буйнак на севере до Дербента на юге.

В районе Дербента верхнесарматские отложения обнажаются на дне в виде полосы шириной 4 км. Они прослеживаются также в прибрежной части шельфа в районе г.Махачкалы. Характерной чертой верхне­сарматских отложений является их общий наклон в западном направлении, в сторону осевой зоны Терско-Каспийского прогиба.

Примангышлакско-Прикарабогазский район. В прибрежной части шельфа вдоль восточного берега Среднего Каспия от п-ова Тюб-Караган до Кара-Богаз-Гола в виде узкой полосы протягиваются выходы миоценовых и хазарских отложений. Наиболее древними породами, обнажающимися на дне в этом районе, являются верхнесарматские отложения, представленные органогенными известняками, изредка с прослоями глин и мергелей. В виде сплошной полосы шириной около 5 км верхнесарматские известняки протягиваются от м.Сагындык до м.Песчаный и от м.Адамташ до м.Бекдаш.

На верхнесарматские известняки с размывом налегают отложения меотиса, представленные также известняками - детритусовыми и оолитовыми. Меотические известняки в виде нашлепок налегают на выходах сарматских отложений на участке между м.Скалистым и м.Желанды. В этом районе также выделяются известняки-ракушечники хазарского яруса, которые широко развиты между м.Бекдаш и м.Тарта и в районе Кара-Богаз-Гола.

Вдоль всей внешней части шельфа Среднего Каспия протягивается широкая полоса распространения хвалынских отложений, представленных алеврито-глинистыми илами. Новокаспийские отложения в этой зоне либо отсутствуют совсем, либо имеют незначительную мощность (несколько десятков сантиметров). На большей же части дна Среднего Каспия залегают новокаспийские отложения, рассмотренные в предыдущей части главы.

В целом для всех обнажающихся пород, за исключением отдельных небольших участков, характерен наклон в сторону центральной части Каспия. Вполне естественно, что этот уклон на востоке значительно меньше, чем на западе.

Строение осадочного чехла по данным геоакустического профилирования

Настоящий раздел написан на основании данных геоакустического профилирования, выполненного в последние годы ИГиРГИ. Эти дан­ные впервые позволили выяснить ряд особенностей строения верхней части осадочного чехла Среднего Каспия. Было установлено, что в пределах Среднего Каспия выделяется ряд отражающих горизонтов, которые достаточно отчетливо прослеживаются на значительной площади дна. Эти отражающие горизонты удалось сопоставить и увязать либо со стратиграфически привязанными сейсмическими горизонтами, либо с отложениями, выходящими на поверхность дна в прибрежной' зоне или вскрытыми скважинами в море и на прибрежной суше. Таким образом, удалось стратифицировать осадочную толщу и получить интересный материал о кайнозойской истории Каспийского моря.

По характеру строения осадочного чехла в пределах Среднего Кас­пия выделяется несколько районов, в той или иной мере совпадающих с геоморфологическими районами. Каждый из них характеризуется приблизительно своеобразными сейсмогеологическими условиями и специфическими чертами строения верхней части осадочного чехла. Были выделены следующие районы: Придагестанский, Кусаро-Дивичинский, Приапшеронский, Казахско-Тюб-Караганский, Прикарабогазско-Красноводский и Центральный (глубоководный). Границы между указанными районами не всегда четкие, что обусловлено посте­пенным переходом одних районов в другие, однако по совокупности признаков каждый район в целом характеризуется сугубо индивидуальными чертами строения.

Придагестанский район. Прилегает к Дагестанскому побережью Среднего Каспия и охватывает в основном северную часть морского района Терско-Каспийского краевого прогиба. Для данного района в целом характерны довольно благоприятные сейсмогеологические условия, особенно на участках, расположенных на относительно не­большом удалении от береговой линии (5-10 км). В большинстве слу­чаев на всех полученных нами лентах в верхней части разреза наблю­даются многочисленные отражающие горизонты с многофазными отражениями. Ниже наблюдаются 1 или 2 четких отражающих горизонта, характеризующихся 2-3-фазными отражениями. Один из этих горизонтов прослеживается почти по всей площади описываемого района. В прибрежной части в ряде случаев наблюдаются кратные колебания, которые идентифицируются достаточно надежно путем простых построений. В ряде случаев, особенно в прибрежной части района, на некоторых профилях наблюдается резкое исчезновение отражений или потеря корреляции, что может быть связано с наличием дизъюнктивных нарушений. Совместное рассмотрение полученных геоакустических данных, имеющихся материалов подводной геологической съемки и бурения позволило провести стратификацию выделенных горизонтов. Установлено, что слоистая пачка отложений, слагающая верхнюю часть разреза, по направлению к берегу выклинивается. Нижезалегающие четкие отражающие горизонты, имеющие наклон в сторону моря, либо выходят на поверхность дна в тех местах, где, по данным подводной геологической съемки, обна­жаются гряды верхнесарматских известняков, либо имеют устойчивый подъем к берегу, где геологической съемкой также закартированы верхнесарматские отложения. Указанные соотношения наблюдаются на целой серии профилей на участке Избербаш-Каспийск. Наличие профилей связок позволяет подтвердить, что и на остальных участках Придагестанского района мы имеем дело с одними и теми же отражающими горизонтами, которые приурочены к верхнесарматским отложениям. Нижний из этих горизонтов наиболее четко следится от широты Дербента на юге до м.Буйнак на севере. В последнем районе, судя по данным профилей 73 и 83, выше этого горизонта появляется один отражающий горизонт, который по мере продвижения на север имеет более четкую динамическую характеристику, чем нижележащий. Этот последний горизонт мы обозначаем I, а нижележащий - II. Четкая динамическая характеристика обоих горизонтов хорошо увязывается с литологическим составом верхнесарматских отложений, которые, как известно, сложены известняками и песчанистыми глинами. Видимо, известняки и дают четкие отражения, что хорошо подтверждается совпадением выходов на поверхность I и II отражающих горизонтов с грядами верхнесарматских известняков.

Вышележащая слоистая толща пород, видимо, представляет собой пачку отложений плиоцен-четвертичного возраста. Внутри этой пачки выделяется один более четкий отражающий горизонт, который мы условно относим к подошве четвертичных отложений. Таким образом, в пределах рассматриваемого района можно выделить сверху вниз три пачки отложений: четвертичные, плиоценовые и миоценовые. Причем граница между плиоценом и миоценом нами условно проведена по верхнему (I) отражающему горизонту верхнего сармата. С одной стороны, это связано с тем, что выше у нас нет четкого репера, к которому можно было бы приурочить эту границу, а с другой - с данными об отсутствии или малой мощности понтических и меотических от­ложений в прибрежной части рассматриваемого района.

Верхнесарматские отложения в целом хорошо отображают структуру Придагестанского района. В региональном плане они образуют вытянутую вдоль побережья моноклиналь, наклоненную на восток. Эту моноклиналь, которая является частью третичной моноклинали Южного Дагестана, удалось закартировать в пределах описываемого района. Помимо общего наклона верхнесарматских отложений на восток наблюдается также их общее региональное погружение на север. Так, если в районе Дербента II отражающий горизонт залегает на глубине 300-600 м, то на севере, в районе Избербаша, Каспийска и частично Махачкалы вышележащий горизонт (I) погружается до отметок 1500-1800 м.

Особенностью рассматриваемой моноклинали является также неравномерное ее падение в восточном направлении. В прибрежной части слагающие моноклиналь верхнесарматские отложения в большинстве случаев имеют более крутое падение по сравнению с участками, залегающими восточнее, т.е. в восточном направлении наблюдается выполаживание моноклинали. Это явление обусловлено, с одной стороны, тем фактором, что по мере продвижения от побережья Дагестана на восток мы приближаемся к осевой зоне передового прогиба, а с другой - наличием вдоль прибрежной зоны крупного разрывного нарушения, имеющего региональный характер.

На фоне моноклинального падения верхнесарматских отложений наблюдаются структурные террасы и структурные носы, отражающие тектонику подстилающих отложений. Структурные террасы выявлены целой серией профилей на юге района. Это, прежде всего, Дербентская структурная терраса, хорошо выраженная на профилях 63, 69 и др.; вторая структурная терраса наблюдается к северу от Дербента, она хорошо выражена на профилях 55, 59 и частично 70 (рис. 8). Более северная структурная терраса отмечается на профилях 53, 52 и 55. Таким образом, на юге Придагестанского района имеются минимум три структурные террасы по верхнесарматским отложениям, которым на глубине должны соответствовать поднятия по мезозойским отложениям.

Поднятие в форме структурного носа обнаружено также к северу от м.Буйнак; оно хорошо выражено на меридиональных и субширотных профилях. И, наконец, самое северное поднятие наблюдается на профиле 38; видимо, оно представляет собой юго-восточную переклиналь складки Тарки, которая лежит на продолжении Махачкалинской складки.

Для строения плиоцен-четвертичного комплекса отложений характерно, прежде всего, общее нарастание мощностей, как в восточном, так и в северо-западном направлениях. Эти отложения согласно налегают на породы верхнего сармата, но для верхних их горизонтов, особенно для четвертичных отложений, характерно несогласное налегание на подстилающие пачки слоев. Часто наблюдается выклинивание отдельных пачек, что, видимо, объясняется в первую очередь неоднократными колебаниями уровня моря в четвертичное время, а также неотектоническими подвижками. Вышеуказанный характер изменения мощностей четвертичных отложений совместно с условиями залегания пород миоцена свидетельствует о том, что в плиоцен-четвертичное время данный участок Каспия характеризовался устойчивыми нисходящими движениями, которые привели к накоплению в наиболее погруженной части района почти 2-километровой толщи отложений. В то же время прибрежная часть Придагестанского района совместно со всей восточной антиклинальной зоной Дагестана испытывала относительное поднятие. Такое же поднятие происходило на юге Придагестанского района, где мощность плиоцен-четвертичных отложений сокращена.

Во внешней части шельфа Придагестанского района и прилегающего участка континентального склона на фоне общего моноклинального падения осадочной толщи в восточном направлении наблюдается выровненная поверхность, залегающая на глубине около 500 м ниже уровня моря. Эта поверхность выравнивания отмечается на целом ряде региональных профилей (№ 5,6, 7, 8 и др.). Она характерна не только для Придагестанского, но и для более южного Кусаро-Дивичинского района. При описании последнего мы постараемся обосновать возраст этой поверхности. Сейчас только отметим, что эта поверхность залегает выше отражающих горизонтов в верхнесарматских отложениях. На некоторых профилях видна деформация этой поверхности. Субгоризонтально она залегает под внешним шельфом и верхней частью склона, в результате чего вышележащая пачка слоев имеет вид линзы, выклинивающейся к глубоководной части моря и к берегу. Под внутренним шельфом описанная захороненная поверхность выравнивания испытывает заметный подъем к суше и залегает согласно с вышележащими отложениями. Внешний край поверхности выравнивания перекрыт толщей осадков мощностью около 100 м; здесь отмечается слабый перегиб слоев, и отложения, синхронные поверхности выравнивания, имеют уклон в сторону глубоководной котловины Среднего Каспия.

В нижней части континентального склона в рельефе дна наблюдаются небольшие холмообразные повышения, под которыми отложения имеют форму линз, не отражающихся в нижележащих слоях. Такая линзовидность строения осадочной толщи обусловлена подводнооползневыми явлениями, которые нарушают сплошность осадочной толщи. Существование подводных оползней в западной части Среднего Каспия отмечалось ранее по геоморфологическим данным и результатам исследования верхнечетвертичных отложений (Лебедев, 1962). Указанные выводы в настоящее время хорошо подтверждаются геоакустическим профилированием.

В пределах описываемой зоны прослеживается также II отражающий горизонт, развитый в прибрежной части района, имеющий верхнесарматский возраст. В отличие от вышележащих отложений этот горизонт в районе континентального склона имеет подъем в сторону глубоководной котловины моря и, таким образом, подчеркивает структуру Предкавказского прогиба.

Кусаро-Дивичинский район. Прилегает к Кусаро-Дивичинскому району Северного Азербайджана и в структурном отношении входит в Терско-Каспийский прогиб. Сейсмогеологические условия данного района неодинаковы на всем его протяжении. Достаточно четко отделяются южный и северный участки. Для северного участка сейсмогеологические условия в некотором отношении сходны с условиями Дагестанского района. Здесь так же, как и в указанном районе, наблюдается серия протяженных отражающих горизонтов, прослеживаемых как на шельфе, так и на склоне.

Полезные сигналы фиксируются почти на всю ширину геоакустических лент. Однако наряду с этими сигналами отмечаются колебания, кратные поверхности дна. Четкие отражающие горизонты, связанные с верхнесарматскими отложениями, лучше следятся на северных профилях, хуже - на южных, где происходит ухудшение сейсмогеологических условий и, как следствие этого, ухудшение качества записи. На наиболее южных профилях (от 12/73 до 14а/73), на шельфе отражения получены только в самой верхней части разреза. На склоне качество записи ухудшается, появляются отражающие горизонты, которые прослеживаются в глубоководную зону. Зона шельфа характеризу­ется доннократными отражениями, забивающими полезный сигнал.

Одной из наиболее важных черт строения осадочной толщи северной части района является наличие поверхности выравнивания, фиксируемой на лентах на временах около 0,5 сек. Эта поверхность является продолжением на юг поверхности выравнивания Дагестанского района. Для решения вопроса о ее датировке, видимо, следует обратиться к имеющимся данным по геологии Кусаро-Дивичинского прогиба, с которым тесно связан описываемый район. Выше было указано, что эта поверхность несогласно перекрывает нижележащие отложения. Она залегает намного выше верхнесарматских отложений и поэтому моложе их (рис. 9).

Известно, что в прибрежной части Кусаро-Дивичинского прогиба мощность морских четвертичных отложений превышает 300 м и растет по направлению к морю (Лукьянова, Никифоров, 1970). В районе Ялама, Худат, Мухтадир наблюдается несогласное перекрытие апшеронских отложений осадками бакинского возраста. В апшеронских отложениях наблюдается захороненный уступ, подножие которого расположено на глубине около 300 м ниже уровня моря. Мощность морских апшеронских отложений составляет в этом районе несколько сот метров, и в них не зафиксировано каких-либо несогласий. Таким образом, по данным бурения на суше зафиксировано крупное несогласие (абразионный уступ), сформировавшееся в предбакинское время. Видимо, к этому времени и относится формирование поверхности выравнивания на шельфе, поскольку в прибрежной зоне она залегает на гипсометрических отметках, близких к отметкам вышеописанного уступа и, видимо, является его продолжением. Таким образом, в море наблюдается поверхность выравнивания, которая залегает на глубинах 300-400 м. Разница в глубинах залегания внешнего края поверхности выравнивания и береговой линии составляет около 100 м, т.е. имеет тот же порядок величин, что и современный шельф. Судя по пространственным соотношениям (выровненный характер этой поверхности, ее слабый уклон в сторону моря, соотношение глубин внешнего края и берегового уступа), она является древним шельфом предбакинского времени. Поэтому кровля ее соответствует подошве четвертичных отложений (рис. 10).

Внешний край описанной поверхности выравнивания залегает очень близко от поверхности дна на северных профилях 9 и 10. Здесь он, видимо, обнажается в районе верхней части склона. Южнее этот край перекрыт толщей отложений, мощность которых растет в южном направле­нии. На профиле 11 видно, что отложения, синхронные времени формирования поверхности выравнивания, имеют уклон в несколько раз больший, чем эта поверхность, и наклонены в сторону глубоководной котловины параллельно склону.

На профилях 9,10,11 под внешней частью поверхности выравнивания и вплоть до подножия склона наблюдаются две линзы осадков, расположенные одна под другой. Вверху они срезаются поверхностью до-четвертичного шельфа (см. рис.10). По своей геометрии указанные линзы очень напоминают захороненные дельтовые комплексы. Видимо, это реликты древнего Каспийского палеосклона, сформировавшегося в апшеронское время. Наличие указанных линз осадков говорит об определенной этапности в развитии континентального склона Среднего Каспия, а также о том, что в процессе геологического развития на отдельных участках происходила смена режима формирования склона. Так, в четвертичное время на описываемом участке мы наблюдаем сокращенную мощность четвертичных отложений и даже почти полное отсутствие новокаспийских осадков (см. выше) с одновременным увеличением их мощности в сторону глубоководной котловины. В верхнеплиоценовое же время наблюдалась обратная картина, а именно преимущественно аккумулятивный режим в этой зоне с уменьшением темпов седиментации к ее периферии. Не исключено также, что уменьшение мощностей может быть связано с размывом и переотложением толщи осадков. Возможно, описанное аккумулятивное тело соответствует подножию древнего склона апшеронского времени. С другой стороны, обращает на себя внимание сходство строения этой линзы осадков с теоретической моделью формирования континентального склона, выдвинутой Ф. Кюненом (1950).

На ряде профилей видно, что отложения, перекрывающие древний шельф, имеют здесь линзообразное строение, такое же, как и в южной части Дагестанского района. Один край этой линзы располагается на склоне, другой - тяготеет к современной береговой линии, а максимальная мощность приурочена к верхней части склона и бровке шельфа. Но уже в более южных районах (профиль 11/73) характер строения толщи меняется, и выклинивание ее происходит от берега в сторону бровки шельфа, где и наблюдается сокращение мощности. Максимум мощностей четвертичных отложений приходится на среднюю часть шельфа. Второй, максимум мощностей приурочен к подножию склона. Далее на юг на участках, прилегающих к центральной и южной частям Кусаро-Дивичинского прогиба, поверхность выравнивания не прослеживается. Причина этого двоякая: с одной стороны, это, видимо, обусловлено резким уменьшением глубинности и ухудшением сейсмо-геологических условий, с другой - общим увеличением мощности четвертичных отложений, что подтверждается результатами морского картировочного бурения в районе Дивичи, распределением мощностей новокаспийских отложений по данным зондировок грунтовыми трубками в этом районе и явным увеличением мощностей четвертичных отложений у подножия склона этого района.

Если о строении осадочной толщи шельфа и континентального склона сведения ограниченны, поскольку длительность записи на геоакустических профилях в этом районе незначительна, то данных по строению подножия континентального склона значительно больше. В силу лучших сейсмогеологических условий в глубоководной части шельфа и на этом склоне следятся несколько субпараллельных поверхности дна отражающих горизонтов, общая мощность которых не превышает 80-100 м. В нижней части склона наблюдается мелкая деформированность отложений, видимо, обусловленная подводными оползнями. На шельфе более глубокие горизонты не выделяются на фоне кратных отражений. Однако у подножия склона наблюдается линза отложений, выклинивающаяся по направлению к глубоководной части. По своему облику эта линза весьма напоминает осадки комплекса континентального подножия в океане, описанные K.O.Emery (1969).

Из сопоставления профилей следует, что эта пачка отложений покоится на толще осадков, которая отнесена нами к отложениям апшеронского возраста, т.е. к верхнему плиоцену. Это подтверждается как особенностями строения нижележащей толщи, фиксируемыми на соседних про­филях (11/73, 12/73 и 13/73), так и непосредственными наблюдениями по секущему профилю (34).

В пределах выделяемого нами комплекса подножия наблюдается серия протяженных отражающих горизонтов небольшой мощности, разделенных пачками акустически прозрачных слоев, в которых отсутствуют отражающие горизонты. Наблюдаются следующие особенности строения толщи осадков. Наиболее далеко в сторону глубоководной котловины выдвинут первый снизу осадочный слой. Залегающая над ним пачка прозрачных осадков имеет наибольшую мощность, а наименее выдвинут и наименьшую мощность имеет самый верхний слой. Во всей толще наблюдаются следы деформации, связанные как с деятельностью суспензионных потоков, так и с подводными оползнями.

Казахско-Тюбкараганский район. Охватывает восточную часть Среднего Каспия от п-ова Тюб-Караган на севере до Казахского залива на юге. В этот район входят как шельф, так и континентальный склон. Шельф этого района характеризуется хорошими сейсмогеологическими условиями. Здесь по данным сейсморазведки и геоакустического профилирования выделяется I отражающий горизонт, приуроченный к кровле мела. В ряде случаев, особенно в районе п-ова Тюб-Караган, выше этого отражающего горизонта наблюдается горизонт, видимо, связанный с палеогеном. Этот последний прослеживается в Мангышлакском заливе и на непосредственном продолжении п-ова Тюб-Караган. Некоторые ана­логи его можно видеть южнее, в районах, прилегающих к Сегендыкской депрессии и Песчаномысско-Ракушечной зоне поднятий. Однако здесь этот горизонт сливается со всей пачкой палеоген-неогеновых отложений и характеризуется многофазным отражением.

На некоторых участках ниже I отражающего горизонта прослеживается еще 1 горизонт, который, видимо, можно сопоставить с III горизонтом, выделяемым сейсморазведкрй.

Стратиграфическая привязка отражающих горизонтов осуществляется достаточно уверенно. Фиксируемый на лентах I отражающий горизонт встречается при той же длительности времени, что и I отражающий горизонт при сейсмических исследованиях. Он достаточно уверенно сопоставляется с аналогичным горизонтом, выделяемым на суше, который относится к кровле мела. Кроме того, пробуренные на поднятии Ракушечное-море скважины вскрыли верхний мел на глубинах залегания I отражающего горизонта. Вышезалегающий отражающий горизонт, отождествляемый нами с кровлей палеогеновых отложений, выходит на поверхность дна в том районе, где в береговых обрывах и на дне обнажаются породы палеогенового возраста. Это доказывает правильность его стратиграфической привязки. В районе п-ова Тюб-Караган и к северу от него наблюдается относительно небольшая мощность четвертичных отложений, составляющая не более нескольких десятков метров, а в прибрежных участках значительно меньше освещаемая геоакустическим профилированием толща осадочных пород охватывает породы верхнего мела, палеогена и неогена. К северу от п-ова Тюб-Караган в Южно-Бузачинском прогибе отложения мела и палеогена залегают в основном согласно (профиль 8/70 и др.), образуя пологий прогиб, осложненный локальными поднятиями. Здесь обращает на себя внимание значительная мощность палеогена, более 600 м, т.е. намного больше, чем на прилегающем с юга п-ове Тюб-Караган. По простиранию прогиба в широтном направлении по поверхности мела наблюдается пологое моноклинальное падение на запад.

Отложения неогена в Южно-Бузачинском прогибе размыты, и на профилях, видимо, следятся лишь их остатки, по характеру залегания которых можно сделать вывод, что они лежат несогласно на палеогеновых породах. Так, на северных концах профилей, расположенных к северу от п-ова Тюб-Караган, в Мангышлакском проливе наблюдается небольшая по мощности пачка слоев, с несогласием залегающая на отложениях палеогена. Отложения палеогена на этих участках испытывают воздымание к северу, а указанная пачка - к югу, т.е. согласно с отложениями неогена на северном крыле Тюб-Караганского вала. Видимо, до размыва неогеновые отложения Южно-Бузачинского прогиба образовывали единую моноклиналь с северным крылом Тюб-Караганского вала. Это свидетельствует о продолжавшемся в неогене росте Тюб-Караганского вала, видимо, не сопровождавшемся прогибанием в расположенном к северу Южно-Бузачинском прогибе. Это обусловило моноклинальное падение на север неогеновых отло­жений. Если на фоне этого общего моноклинального погружения и наблюдался Южно-Бузачинский прогиб, то он был выражен чрезвычайно слабо. В плиоцен-четвертичное время миоценовая моноклиналь, видимо, была размыта совместным действием морской абразии и деятельностью временных потоков в периоды регрессии Каспия.

На западном продолжении Тюб-Караганского вала горизонт, относимый к палеогену, фиксируется на лентах только в прибрежных участках, западнее он выражен плохо или не выражен вовсе. Наилучшим образом здесь по всей площади фиксируется только отражающий горизонт, связанный с кровлей мела. Отложения мела образуют в этом районе крупное поднятие с крутым северным крылом и пологим южным. Это поднятие разбито серией нарушений. Над отложениями мелового возраста выше пачки слоев, относимой нами к мелу, залегает акустически прозрачный горизонт, где отсутствуют выдержанные отражения. Над этой прозрачной пачкой наблюдается целая серия отражающих горизонтов, залегающих несогласно по отношению к меловым отложениям. Видимо, эти горизонты приурочены к неоген-четвертичным отложениям, хотя не исключен их четвертичный возраст. На некоторых профилях указанная пачка пород имеет повышенную мощность в осевой зоне Тюб-Караганского вала. Южное крыло Тюб-Караганского вала имеет спокойное моноклинальное падение на юг с увеличением мощности вышележащих отложений, причем пачка акустически прозрачных горизонтов по мере движения на юг замещается мощной серией пологонаклоненных отражающих горизонтов, среди которых, без сомнения, развиты кратные и многократные колебания. В этой толще сложно выделить слои с какими-нибудь характерными свойствами, поэтому указанная толща остается нерасчлененнои.

Расположенный южнее п-ова Тюб-Караган участок шельфа и континентального склона Среднего Каспия характеризуется в общем однотипным строением осадочной толщи. На шельфе здесь в основном наблюдаются две серии отражающих горизонтов. Одна серия находится в верхней части разреза и, видимо, связана с неоген-палеогеновыми отложениями, развитыми в верхней части разреза на прилегающей суше. Эта стратификация хорошо подтверждается данными бурения на Ракушечном поднятии. Ниже этой пачки залегает I отражающий горизонт, относимый к верхнему мелу. Под ним на ряде участков встречен отражающий горизонт, сопоставленный с III отражающим горизонтом, выделяемым по данным MOB, который относится к подошве неокома (Маловицкий, 1967; Соловьев и др., 1969). Основным структурообразующим горизонтом района является верхний мел. В целом он характеризуется общим слабо выраженным наклоном в западном на­правлении. К югу от п-ова Тюб-Караган на фоне общего моноклинального падения верхнемеловые отложения прогнуты в районе Сегендыкской депрессии и прогибе Казахского залива и приподняты на Песчаномысско-Ракушечном сводовом поднятии. На южном борту этого поднятия верхнемеловые отложения характеризуются наибольшей нарушенностью, которая хорошо видна на целом ряде лент. Лежащая над верхнемеловыми породами пачка неоген-палеогеновых отложений не всегда залегает с ними согласно. Такое несогласие с частичным выклиниванием указанных отложений наблюдается на широте м. Песчаного. Это свидетельствует о преобладании восходящих движений в пределах указанного района в палеогеновое время. С другой стороны, некоторое увеличение мощности неоген-четвертичных отложений в пределах Песчаномысско-Ракушечного поднятия, видимо, может служить доказательством относительного прогибания этой зоны в неоген-четвертичное время.

В целом же на шельфе указанного района по мере движения от глубоководных частей к береговой линии наблюдается общее сокращение мощностей неоген-четвертичных отложений и некоторое возрастание мощностей палеогеновых отложений. За пределами бровки шельфа на склоне отражающий горизонт, связанный с кровлей мела, прослеживается хуже. Он выражен чаще в виде отдельных отражающих площадок. В целом эти площадки указывают на общее моноклинальное падение осадочной толщи на запад с некоторым возрастанием мощностей неогеновых и четвертичных отложений в середине склона и их дальнейшим сокращением к глубоководной котловине. Таким образом, для склона характерно некоторое возрастание темпов седиментогенеза в неоген-четвертичное время. Ранее этот факт был установлен по данным изучения верхнечетвертичных осадков (Лебедев, 1963; Лебедев и др., 1973). В целом для континентального склона многих регионов Мирового океана, где происходит в настоящее время седиментация, характер распределения мощностей молодых отложений сходен в принципе с тем, что мы наблюдаем в Среднем Каспии. Возможный механизм такого распределения осадков описывался ранее (Лебедев и др., 1973). Видимо, для рассматриваемого участка Каспийского моря совпадение в характере распределения мощностей неоген-четвертичных и новокаспийских отложений не является случайным. Вероятно, оно обусловлено тем фактом, что континентальный склон восточной части Среднего Каспия был сформирован в виде самостоятельного геоморфологического элемента в неогене.

Более сложное строение осадочной толщи склона данного района наблюдается вдоль южного борта Песчаномысско-Ракушечной зоны поднятий. Здесь по одному из профилей (№ 7) наблюдается резкое выклинивание у подножия склона с запада на восток плиоцен-четвертичных отложений. На самом склоне выше верхнесарматских отложений, залегающих в основном субпараллельно поверхности склона, наблюдается несколько достаточно резко выраженных тел, по общему облику напоминающих рифовые массивы. В поперечнике размеры этих тел состав­ляют несколько километров при амплитуде 200-300 м. Внутри тел характер отражений различен, иногда здесь наблюдаются протяженные отражающие горизонты, иногда хаотическая залежь. Вышележащие отложения облекают эти тела.

Так как наблюдения сделаны лишь по одному профилю и нет секущих галсов, которые дали бы возможность судить о форме встреченных тел в пространстве, мы не может достаточно уверенно утверждать, что это рифовые постройки. Однако в качестве рабочей гипотезы такое предположение имеет право на существование. В силу того, что эти образования подстилаются спокойно залегающим горизонтом, датируемым нами верхнесарматским временем, и перекрываются толщей плиоцен-четвертичных отложений, период формирования их, видимо, соответствует миоцен-плиоценовому времени, но, скорее всего, меотису или понту. Рифы этого времени известны в Керченско-Таманском районе, поэтому вероятность обнаружения рифов в рассматриваемом районе, находящемся на той же широте, не исключена. Кроме того, в струк­турном отношении описанные тела расположены вдоль краевой зоны поднятий в районе контрастных тектонических движений. Все это подкрепляет высказанное предположение о том, что на рассматриваемом участке Среднего Каспия мы имеем дело с рифовой фацией неогено­вых отложений.

Глубоководный район. Охватывает глубоководную часть Среднего Каспия - Северную впадину и Дербентскую котловину. Этот район характеризуется благоприятными сейсмогеологическими условиями. Здесь отмечаются протяженные отражающие горизонты с четко выраженной динамической характеристикой. Наблюдаются доннократные колебания, выше которых следятся нормальные отражения длительностью 1-1,2 сек.

Эти отражения продолжают на дно глубоководной котловины отражающие горизонты шельфа и континентального склона, стратиграфическая приуроченность которых была доказана выше. Таким образом, на дне глубоководной котловины удалось проследить подошву четвертичных отложений, верхнесарматский горизонт, кровлю верхнего мела. Причем на западе последняя выделяется не очень уверенно. На ряде профилей наблюдается погружение отражающего горизонта, связанного с кровлей верхнего мела, на запад под отложения склона. Таким образом, на склоне наблюдается увеличение мощности палеоген-неогеновых отложений (рис.11).

На целом ряде профилей в пределах глубоководной котловины наблюдается акустически прозрачный горизонт, который выклинивается у подножия западного склона и имеет почти вертикальную границу у подножия восточного склона. Синхронные этому горизонту отложения на восточном склоне характеризуются четкой слоистостью. Характер записи акустически прозрачного горизонта в пределах глубоководной котловины напоминает косослоистую структуру (рис.12). Аналогичная запись, по данным О.Д. Корсакова, наблюдается в Норвежском море, в слоях, образовавшихся за счет деятельности турбидитных течений. Сходный характер записи, а также особенности залегания слоя позволяют считать, что он сложен турбидитами. Кровля его синхронна верхней части апшеронских отложений, зафиксированных на склоне и, видимо, маркирует собой подошву четвертичных отложений. В южной части Дербентской котловины поверхность данного слоя неровная за счет подводнооползневых явлений. Минимальная мощность слоя с турбидитами наблюдается по профилям 9 и 8. Севернее и южнее мощность этого слоя растет, что особенно хорошо видно на профиле 34, по которому заметно нарастание мощности турбидитов на юг по направлению к Апшеронскому полуострову. Рост мощностей горизонта с турбидитами совпадает с участками более интенсивной аккумуляции на склонах (рис. 13).

В пределах глубоководной котловины прослеживаются верхнесарматские отложения, залегающие субгоризонтально, несколько хуже выражен верхнемеловой горизонт.

Прикарабогазско-Красноводский район. Рассматриваемый район охватывает участок восточного шельфа и прилежащую к нему верхнюю часть континентального склона Среднего Каспия от южной части Казахского залива до Красноводского залива (м. Тарта).

Район характеризуется мощностью осадочной толщи от 1000-1200 м в прибрежной части около пролива Кара-Богаз-Гол до 2500-2700 м у бровки шельфа.

В целом сейсмогеологические условия здесь хорошие. На геоакустических профилях прослеживаются четыре протяженных отражающих горизонта: кровля палеозойского фундамента, кровля верхнемеловых известняков, кровля палеогена и подошва четвертичных отложений.

Нижний отражающий горизонт надежно прослеживается по двум галсам - 103 и 104. Это неровная поверхность, погружающаяся на запад. Время появления первых вступлений от нее от 1,0-1,1 сек в прибрежной части до 1,9 сек западнее.

Основанием для отнесения этого отражающего горизонта к кровле палеозойского фундамента является сопоставление его положения на профиле 104 с положением кровли фундамента, определенной на прилегающей суше методом КМПВ и подтвержденной бурением на Карабогазской косе.

Положение фундамента, полученное на геоакустических профилях, также согласуется с глубиной залегания фундамента в этом районе по Данным морской электроразведки. Неровная бугристая поверхность этого отражающего горизонта характерна для кровли фундамента. Ниже этой поверхности никаких отражающих горизонтов и более или менее протяженных площадок не прослеживается.

Рис. 11. Характерные разрезы верхней части осадочного чехла глубоководного райо­на Среднего Каспия

1 - четвертичные отложения; 2 - плиоцен; 3 - миоцен-палеоген; 4 - верхний мел; 5 - разломы. Положение профилей см на рис. 1

Рис. 12. Геоакустический профиль через зону развития отложений турбидитов - прослой турбидитов

Район, где на геостатических профилях зафиксирована поверхность кристаллического фундамента, в структурном отношении является наиболее приподнятой частью Карабогазкого свода.

Выше отражающего горизонта, приуроченного к кровле фундамента,на профилях 102 и 103 в северной части района прослеживается слегканаклоненный на запад отражающий горизонт с длительностью времени 0,9-1,5 сек, соответсвующий по-видимому, III отражающему горизонту на Мангышлаке, который связан с нижним мелом. Этот горизонт уверенно выделяется лишь в северо-восточной части района. В виде небольших отражающих площадок он проявляется, по-видимому, и на других галсах, однако однозначное его выделение затруднительно.

Вторым снизу региональным отражающим горизонтом, хорошо выделяющимся на всех профилях, является горизонт, приуроченный к кровле меловых отложений. Этот горизонт идентичен с горизонтом, связанным с верхним мелом в вышеописанном Казхско-Тюбкараганском районе. Кроме того, привязка данного горизонта к кровле верхнемеловых отложений произведена также на основании сопоставления глубины его залегания с положением кровли верхнемеловых отложений в прилегающих райнах суши и по данным сейсморазведки в море.

На большинстве профилей субширотного простирания в северной части района указанный горизонт имеет слабовыраженное падение на запад.

По кровле меловых отложений в центральной части рассматриваемого района (по профилям 104 и 105) хорошо прослеживается крупное Западно-Каширское поднятие с амплитудой времени отражения порядка 0,25-0,3 сек,расположенное на ссклоне Карабогазского свода в 30-35 км от берега.

На южных профилях (106, 108, 109) кровля меловых отложений выделяется менее надежно, серии кратных отражений и многопериодных колебаний от вышележащих горизонтов сильно искажают волновую катину и надежность однозначного выделения кровли меловых отложений уменьшается.

Однако по наличию общего уклона серии отражающих площадок, прослеживаемых на южных профилях, можно достаточно уверенно судить о погружении верхнемеловых отложений к югу от Западно-Каршинского поднятияи, таким образом, о росте в этом направлении мощности кайнозоя. Аналогичные изменения мы наблюдаем и в западном направлении.

Наиболее хорошо выраженным отражающим горизонтом в рассматриваемом районе является четвертый снизу горизонт, который прослеживается на всех геоакустических профилях в виде четкой, слабо наклоненной на запад поверхности. Для этого горизонта характерны четкие многопериодные колебания.

Стратиграфическая привязка его также произведена на основе сопоставления глубины залегания горизонта в прибрежной части с разрезом скважин, пробуренных на косах у м. Карасенгир. Видимо, данный горизонт соответствует кровле палеоге­на.

Рис. 13. Особенности строения осадочного чехла Среднего Каспия

1 - зона развития турбидитов; 2 - подводнооползневые структуры; 3 - захороненная поверхность выравнивания;4 - предполагаемые рифовые мас­сивы; 5 - погребенная речная долина

Он хорошо следится на отражениях с длительностью 0,2 - 1,2 сек. Судя по данным геоакустического профилирования, поверхность палеогена имеет слабый наклон на запад и почти не деформирована. Выше кровли палеогеновых отложений по всем галсам прослеживается еще один отражающий горизонт, соответствующий, по-видимому, по своему положению подошве толщи четвертичных отложений, но однозначное выделение его из серии многопериодных колебаний и кратных отражений от дна представляет определенные трудности, поэтому выделение этого горизонта несколько условно. Он выделяется не так надежно, как нижележащий горизонт, но в общем плане повторяет его положение в пространстве. Так же, как и кровля палеогена, подошва четвертичных отложений наклонена на запад и фиксируется на отражениях длительностью от 0,2 сек на востоке в прибрежной части района до 0,6 сек на западе, причем мощность толщи резко возрастает после перехода через бровку шельфа. Как указывалось ранее, в прибрежной части рассматриваемого района в толще плиоцен-четвертичных отложе­ний наблюдается ряд реликтовых форм (Соловьев и др, 1971). Так, в непосредственной близости от пролива Кара-Богаз-Гол был зафиксирован предакчагыльский врез глубиной 300 м. Видимо, это реликт древней речной долины, которая совпадала с проливом Кара-Богаз-Гол. Данные бурения на Карабогазских косах показывают, что здесь отмечается большое количество эрозионных врезов предакчагыльского, предапшеронского и предбакинского возраста. Эти данные подтверж­дают вывод о значительных дочетвертичных регрессиях Каспийского моря, сделанный выше.

Еще одной особенностью строения осадочной толщи данного района является наличие в толще четвертичных отложений аккумулятивного тела. Видимо, это реликт древней раннечетвертичной аккумулятивной косы типа современных Карабогазских кос. Эта коса, вероятно, также сформировалась в период одной из раннечетвертичных регрессий Каспийского моря.

Приапшеронский район. Этот район охватывает участок шельфа и примыкающую к нему верхнюю часть континентального склона, расположенную к северу и северо-востоку от Апшеронского полуострова. Район характеризуется сложным геологическим строением и широким развитием разрывных нарушений. Выходы коренных пород на дне и пробуренные разведочные скважины облегчают стратиграфическую привязку отражающих горизонтов.

В целом по сейсмогеологическим условиям в данном районе могут быть выделены два участка: первый примыкает к берегу между Килязинской косой и м.Сарыкаябаши, второй охватывает остальную часть рассматриваемого района. Для первого участка характерна длительность записи полезного сигнала до 1,0-1,2 сек, в верхней части ленты характерна многоамплитудная запись, очень четко проявляются разломные нарушения в виде перерыва записи, к зонам разломов также приурочены проявления дифрагированных волн.

На этом участке хорошо выражены четыре отражающих горизонта. Основным структурным элементом этого участка является Куркачидагская складка общекавказского простирания, которая хорошо прослеживается по всем отражающим горизонтам. На этой складке проведен значительный объем бурения, что облегчает стратиграфическую привязку выделенных горизонтов.

Наиболее глубокозалегающий отражающий горизонт на этом участке, фиксируемый на отражениях длительностью 0,8-1,25 сек, приурочен к кровле верхнемеловых отложений. Он виден на галсе 88, секущем ось складки.

Следующий (вверх по разрезу) отражающий горизонт приурочен к толще сарматского яруса. Он прослеживается по северо-восточному борту складки, в основной части обрывается разломом, по которому юго-западное крыло опущено на 50-80 м. Наиболее хорошо выраженный отражающий горизонт на этом участке приурочен к подошве продуктивной толщи, он также разрывается в осевой части разломом.

По всем трем горизонтам хорошо видны сокращение мощности осадочной толщи в осевой части антиклинальной складки и рост ее на крыльях, причем по вышележащим горизонтам складка выполаживается. Кроме того, наблюдается резкое нарастание мощности в сторону моря на северо-восточном крыле. Осевая зона Куркачидагской складки разбита системой разломов и по всем профилям проявляется в виде зоны хаотической записи отражения; при подходе к этой зоне отражаю­щие горизонты резко обрываются.

Четвертый, самый верхний отражающий горизонт приурочен к пачке акчагыльских известковых глин. Этот горизонт хорошо прослеживается в начале галса 34, где акчагыльская толща выходит на поверхность дна на борту Сумгаитской синклинали. В северо-восточном направлении он погружается до глубины, соответствующей времени отражения 0,45 сек, и затем обрывается разломом, ограничивающим этот участок с северо-востока.

Сейсмологические условия второго участка менее благоприятны. Длительность записи в прибрежной части составляет 800-1000 сек, но с удалением от берега она резко падает.

По данным геологической съемки известно, что основные структурные элементы района оконтуриваются выходами на дне маломощной (35-40 м) пачки известковистых глин акчагыльского яруса.

С этой пачкой связан основной отражающий горизонт, однозначно выделенный в этом районе. Стратиграфическая привязка его осуществляется на основании сопоставления с результатами геологической съемки и данными бурения.

Для этого района характерно широкое развитие разрывных нарушений различного масштаба - от небольших разрывов внутри отдельных пачек осадочной толщи, амплитудой в несколько десятков метров, до региональных, рассекающих всю осадочную толщу и, видимо, проникающих в фундамент. Все эти разломы хорошо прослеживаются на геоакустических профилях: первые в виде узкой полосы перерыва в записи или в виде небольшой ступеньки, смещающей положение отражающего горизонта по вертикали, а вторые, более крупные региональные разломы - в виде довольно протяженных зон хаотической записи. Зоны дробления также хорошо прослеживаются в осевой части антиклинального пояса Апшеронского архипелага по галсу 113 в районе центральной части банки Цурюпы и банки Апшеронская.

Таким образом, в целом для данного района характерны малая мощность четвертиичых отложений и значительная дислоцированность дочетвертичных пород на шельфе между морским продолжением Сиазан-ского разлома и побережьем. Резкое нарастание мощности четвертичных отложений и их относительно спокойное залегание наблюдаются к северо-востоку от упомянутого нарушения. Такие соотношения, видимо, являются свидетельством того, что район юго-западнее этого разлома в течение четвертичного времени был относительно приподнят, испытав перед этим периодом значительную дислоцированность. Указанное обстоятельство дает основание считать названный выше разлом в качестве линеамента, который маркирует южную границу Терско-Каспийского прогиба.

В заключение следует отметить, что на большей части Приапшеронского района на геоакустических профилях четко выделяется только один отражающий горизонт, связанный с отложениями акчагыльского возраста. Этот горизонт является маркирующим, и по нему хорошо прослеживаются все структурные основные элементы района.

Изложение полученного методом геоакустического профилирования фактического материала по строению осадочной толщи показывает, что накопившаяся за период с верхнемелового до настоящего времени в пределах платформенной части Каспия толща осадков имеет ряд особенностей (рис.14). Первая из них заключается в том, что для большей части неоген-четвертичных отложений наблюдаются в принципе те же особенности распределения по площади дна, что и для новейших верхнечетвертичных осадков, т.е. относительное уменьшение мощности осадков в пределах глубоководной котловины по сравнению с шельфом и континентальным склоном. На отдельных профилях наблюдается увеличение мощности неоген-четвертичных отложений в центральной части континентального склона. Эти данные свидетельствуют о том, что в течение неоген-четвертичного времени условия осадконакопления были в принципе похожи на современные, т.е. в течение этого времени рассматриваемая часть Каспийского моря существовала в качестве эпиконтинентального водоема, глубоководная часть которого была свя­зана с наиболее погруженными участками Терско-Каспийского прогиба и прилегающими частями эпигерцинской платформы. Интересной особенностью строения осадочной толщи изученного района является наличие захороненной поверхности выравнивания апшерон­ского возраста, свидетельствующей о весьма значительной регрессии Каспия в этой время. Важной чертой строения глубоководной котловины является наличие прослоя турбидитов, служащих фактором выравнивания для этого района. Не менее интересным является обнаружение в юго-западной части Дербентской котловины таких особенностей строения осадочной толщи, которые напоминают в миниатюре строение комплекса отложений нижней части континентального склона в современных океанах. Такое сходство свидетельствует о том, что в Каспии в принципе действует тот же механизм распределения и накопления осадков, как и в современных океанических бассейнах, хотя, безусловно, масштабы этих процессов различны. Это вполне естественно. Как указывалось выше, а также в других работах, посвященных осадкообразованию в Каспийском море, основная масса осадков разносится в Среднем Каспии циклоническим течением (Лебедев и др., 1973). Подобные течения наблюдаются и в океанах, например Гольфстрим в Атлантическом океане, Куро-Сиво в Тихом и т.д. Видимо, наличие гидродинамического подобия обусловливает подобие в распределении осадков и соответственно в строении осадочной толщи.

Аналогичные выводы можно сделать и в связи с наличием прослоев турбидитов. По данным глубоководного бурения в океанах наблюдаются турбидитные прослои в пределах глубоководных котловин, т.е. то же самое, что обнаружено в Каспии геоакустическим профилированием. Выше при рассмотрении данных по строению толщи верхнечетвертичных отложений было отмечено, что во время образования мангышлакского горизонта в Среднем Каспии функционировали суспензионные потоки. Видимо, в еще больших масштабах они действовали на границе плиоцена и четвертичного времени.

Рис. 14. Геологическая схема Среднего Каспия по срезу 700 м

1 - четвертичные отложения; 2 - плиоцен; 3 - миоцен-палеоген; 4 - верхний мел

4. Основные черты глубинного строения

Лежащая к северу от Апшеронского порога часть Каспийского моря не является однородной в структурном отношении. Работами предыдущих исследователей, занимавшихся вопросами тектоники этого региона, установлено, что здесь развиты три основных геоструктурных элемента: Русская докембрийская платформа, Скифско-Туранская плита (молодая платформа), Терско-Каспийский краевой прогиб. Таким образом, рассматриваемая часть Каспийского моря является гетерогенным образованием, которое тесно связано со структурными элементами окружающей суши. Эти элементы различны как по строению складчатого фундамента, так и по строению осадочного чехла. В то же время рассматриваемый регион обладает по сравнению с прилегающими участками суши рядом специфических особенностей, обусловленных наложением на вышеперечисленные структурные элементы субмеридионального Каспийского прогиба. На эти черты мы укажем ниже при изложении данных по отдельным частям моря.

Тектоническому строению Каспия посвящено значительное число работ. По сути дела вопросы тектоники этого района в той или иной степени затрагиваются в работах, посвященных строению и нефте-газоносности юго-восточной части Русской платформы, Скифско-Туранской плиты, Терско-Каспийского краевого прогиба, прибрежной зоны Дагестана, Кусаро-Дивичинского прогиба и Апшеронского полу­острова, начиная с работ Г. Абиха, Н. Андрусова, А. Карпинского, А. Архангельского, И. Губкина и целого ряда других исследователей, выполнявших классические работы в указанных регионах.

За последние 10-15 лет благодаря интенсификации нефтепоисковых работ на западе и востоке Каспийского моря и открытию нефтяных месторождений как на суше (Мангышлак), так и в море (Туркменская зона, Апшероно-Прибалханская зона поднятий), интерес к геологическому строению рассматриваемой части Каспия значительно вырос, так как этот вопрос имеет не только теоретическое, но и практическое значение. Геолого-геофизические работы, проведенные на акватории Среднего Каспия, дали в руки исследователей богатый фактический материал и позволили осветить основные черты строения этого региона. Результаты указанных работ нашли отражение в трудах А. Яншина (1951), В. Соловьева (1954), В. Соловьева и Н. Скорняковой (1955), В. Хаина (1958), Л. Лебедева (1961), М. Мирчинка и др. (1963), Я. Маловицкого (1964, 1967), А. Борисова, Д. Дикенштейна и др. (1962), Б. Романова и А. Юнова (1968), Н. Крылова (1971), Э. Векилова и др. (1968) и многих других исследователей.

Имеющиеся в настоящее время данные по бурению глубоких скважин охватывают главным образом лишь часть Среднего Каспия, расположенную к северу от Апшеронского полуострова. Давно известны данные бурения в районе нефтяного промысла Избербаш. За последние годы здесь было пробурено несколько скважин на поднятии Инчхе-море. На востоке Среднего Каспия пробурено пока только 2 скважины на поднятии Ракушечное-море. Указанными материалами исчерпываются прямые геологические данные по глубинному строению платформенных участков Каспийского моря. Вполне естественно, что указанных данных явно недостаточно для суждения о тектонике рассматриваемого района. Поэтому в основу излагаемых представлений о глубинной структуре мы, как и предыдущие исследователи, положили имеющиеся результаты геофизических и структурно-геоморфологических исследований, увязанные в прибрежной зоне с данными бурения, подводной геологической съемки и аэрогеологических наблюдений.

К настоящему времени в пределах Северного и Среднего Каспия проведен значительный комплекс геофизических исследований. На всей площади Каспия выполнены аэромагнитные наблюдения, в тч и достаточно детальные в южной части Среднего Каспия и восточной части Южного Каспия. В северной половине Среднего Каспия проведены гидромагнитные наблюдения (Голубев, Свистунов, 1972). На значительной части платформенной зоны Каспийского моря выполнены гравиметрические наблюдения. Сейсмические исследования методом отраженных волн, как детальные, так и региональные, выполнены у побережий Мангышлака и Северного Азербайджана, а также в Апшероно-Прибалханской зоне поднятий. Электроразведочные работы в относительно небольших объемах проводились в районе, прилегающем к заливу Кара-Богаз-Гол, к югу от п-ова Тюб-Караган, а также в северо-западной части Каспийского моря. В последние годы ИГиРГИ был проведен значительный объем геоакустического профилирования, результаты которого изложены выше. Кроме того, часть выполненных в Южном Каспии профилей ГСЗ охватила рассматриваемый район Каспийского моря, что позволило судить о строении земной коры этого региона.

Таким образом, на акватории Каспийского моря проведен довольно значительный объем геолого-геофизических исследований. Тем не менее, следует отметить, что за небольшим исключением выполненные геофизические работы носили преимущественно региональный характер. Комплекс методов применялся лишь на ограниченных участках. Однако имеющиеся геофизические данные позволяют осветить глубинное строение платформенной части Каспийского моря и произвести районирование по типу выделяемых структурных элементов.

Прежде чем перейти к описанию глубинного строения, необходимо хотя бы вкратце дать описание естественных геофизических полей (рис. 15).

Региональное поле силы тяжести Северного Каспия можно разделить на три основных участка. Весь северо-восток Северного Каспия характеризуется мозаичным полем силы тяжести, которое характерно для прилегающей части Прикаспийской низменности. Оно, видимо, отражает продолжение в пределы моря области солянокупольной тектоники Прикаспийской впадины. Южнее расположено поле преимущественно положительных значений силы тяжести, которое охватывает Астраханский регион на западном побережье Северного Каспия и протягивается через все море в сторону п-ова Бузачи. Поле положительных значений силы тяжести распространяется на п-ов Мангышлак и охватывает значительную площадь моря к югу от п-ова Тюб-Караган и почти всю восточную половину моря к западу от участка побережья между м.Сегендык и Казахским заливом. Вся остальная часть Северного Каспия к юго-западу от описанного участка занята отрицательным гравитационным полем. В пределах описанных трех участков выделяются локальные аномалии значений силы тяжести.

Центральная часть Северного Каспия занята крупным региональным максимумом силы тяжести субширотного простирания, который охватывает на востоке п-ов Бузачи, дельту Волги и прилегающую часть Поволжья. По данным Б.С. Романова и А.Ю. Юнова (1968), вдоль северной границы этого максимума проходит зона гравитационного градиента, которая отделяет Северокаспийский максимум от области мозаичного гравитационного поля самой северной части Северного Каспия. В пределах Северокаспийского максимума выделяется ряд локальных аномалий с довольно большими значениями наблюденного поля силы тяжести. На востоке находятся два крупных максимума, один из которых известен под названием Северобузачинского и приурочен к п-ову Бузачи, а второй расположен к северо-западу от предыдущего и отделен от него зоной относительного минимума. Он получил название Западнобузачинского. Он имеет изометричные очертания и является как бы продолжением Северобузачинского максимума.

Рис. 15. Схема геофизических полей платформенной части Каспия

1 - поле положительных значений силы тяжести; 2 - поле отрицательных значений силы тяжести; 3 - контуры региональных положительных аномалий силы тяжести; 4 - региональные и локальные отрицательные аномалии; 5 - зона относительных максимумов; 6 - региональные и локальные положительные аномалии; 7 -зона мозаичных аномалий магнитного поля; 8 - оси магнитных максимумов; 9 - оси магнитных минимумов; 10 - западная граница зоны развития преимущественно отрицательных аномалий; 11 - гравитационная ступень

Остальные локальные аномалии в пределах Северокаспийского максимума имеют меньшие значения силы тяжести и линейные очертания. К этим аномалиям относится довольно крупный Полдневский максимум, расположенный к югу от Астрахани, очень небольших размеров локальный максимум к северу от о. Кулалы и небольшой локальный максимум силы тяжести, лежащий на продолжении Западнобузачинского максимума, но значительно меньшей интенсивности. Последний известен как Северокаспийский, однако вряд ли правильно сохранять в дальнейшем за ним это название, поскольку он представляет только часть значительно более крупной положительной аномалии, которая является характерным элементом гравитационного поля Северного Каспия, а поэтому именно ее и следует называть Северокаспийским максимумом.

Границы Северокаспийского максимума имеют в основном субширотное простирание, однако отрезок этой границы в районе п-ова Бузачи имеет северо-западное направление, и в него упирается западное продолжение Южноэмбенского максимума, являющегося отражением в гравитационном поле Южно-Эмбенского поднятия.

К югу от Северокаспийского максимума, отделяя его от положительного гравитационного поля, связанного с Мангышлакской мегантиклиналью, лежит крупная депрессия гравитационного поля, известная под названием Южнобузачинского минимума. Она вытянута в субширотном направлении и протягивается от залива Кочак на востоке вдоль северного берега п-ова Тюб-Караган, охватывает значительную часть о. Кулалы и на некотором расстоянии к западу от последнего замыкается. С юга и севера Южнобузачинский минимум ограничен довольно значительными гравитационными ступенями. Гравитационное поле Мангышлакской мегантиклинали характеризуется положительными значениями силы тяжести, особенно интенсивными в зонах неглубокого залегания поверхности пермотриасового комплекса. Однако положительные аномалии этого структурного элемента почти у берегов п-ова Тюб-Караган сменяются отрицательными значениями гравитационного поля, характерными для этой части Среднего Каспия. В пределах п-ова Тюб-Караган положительные аномалии имеют форму двух субширотных выступов, ось северного из которых совпадает с осью Тюб-Караганского вала, а нижний, видимо, соответствует погруженному продолжению Беке-Башкудукского вала.

На западе к югу от регионального Северокаспийского максимума происходит постепенное нарастание отрицательных значений ∆g в сторону Предкавказского прогиба. В западной части моря, так же как и на прилегающих участках суши, простирание аномалий в. основном субширотное, что хорошо согласуется с простиранием основных структурных элементов. Однако к северу от Аграханского п-ова и на меридиане западнее о.Чечень изолинии гравитационного поля изменяют свое простирание с субширотного на субмеридиональное, как бы повторяя очертания расположенного южнее так называемого Дагестанского клина. На фоне общего отрицательного поля, расположенного к юго-западу от п-ова Тюб-Караган и к югу от Северокаспийского максимума, выделяется ряд локальных аномалий. Непосредственно к юго-западу от п-ова Тюб-Караган расположена узкая, вытянутая в субширотном направлении гравитационная депрессия, которая в восточном направлении замыкается в районе м. Сагынды, а на западе раскрывается в крупный минимум, расположенный к востоку от о.Тюлений. Последний имеет изометричные очертания. К северу от о.Тюлений расположен относительный максимум также изометричной формы. Северный борт Сегендыкского минимума имеет характер гравитационной ступени.

Южнее расположено положительное гравитационное поле, которое известно в литературе как Среднекаспийский максимум. Следует отметить, что этот максимум представляет собой единое целое с расположенным восточнее положительным гравитационным полем Южного Мангышлака и на фоне последнего по сути дела не выделяется, за исключением локального максимума относительно небольших размеров, расположенного на широте м. Песчаного в глубоководной части Северной впадины Среднего Каспия, Однако следует иметь также в виду и то обстоятельство, что этот последний фиксируется в гравитационном поле только по данным низкоточных маятниковых съемок.

К югу от Среднекаспийского максимума расположен значительный по площади гравитационный минимум со значениями силы тяжести порядка 40 мгл. Этот минимум отделяет Среднекаспийский максимум от расположенного южнее крупного максимума силы тяжести, связанного с Карабогазским сводом. Большая часть этого максимума находится в море. На фоне его выделяется крупный локальный максимум силы тяжести - Западнокаршинский (Ласкина, Янушевич, Корнев, 1962).

Карабогазский максимум характеризуется мозаичным расположением гравитационных аномалий с прихотливыми очертаниями, что свидетельствует о петрографической неоднородности фундамента Карабогазского свода и о довольно сложном его строении. Мозаичное гравитационное поле хорошо согласуется с мозаичным расположением магнитных аномалий. Это свидетельствует о том, что здесь имеется крупный блок земной коры единого генезиса.

Как с юга, так и с запада Карабогазский максимум ограничен крупными гравитационными ступенями, частично совпадающими с зонами градиентов магнитного поля.

Всю западную часть Среднего Каспия занимает крупная гравитационная депрессия, соответствующая морской части Терско-Каспийского прогиба. Эта депрессия состоит из двух крупных минимумов - Сулакского и Североапшеронского. Она отделяется от области преимущественно положительных значений зоной гравитационных градиентов. Эта зона на севере имеет субширотное простирание, которое затем сменяется субмеридиональным. Указанная зона как бы огибает Аграханский п-ов и довольно близко прижимается к берегу на Самурско-Дербентском участке. Затем она меняет свою ориентировку с северо-восточной на юго-восточную. Таким образом, на Самурско-Дербентском участке образуется как бы гравитационный пережим и единая депрессионная зона делится на два вышеуказанных минимума.

Следовательно, в гравитационном поле платформенной части Каспийского моря и Терско-Каспийского прогиба выделяются: 1) зона мозаичных аномалий, связанная с южной частью Прикаспийской впадины; 2) три крупных максимума - Северокаспийский, Карабогазский, Среднекаспийский, причем последний является частью более крупного максимума, характерного для территории Южного Мангышлака; 3) гравитационные депрессии, наиболее крупная из которых находится на западе Среднего Каспия и отделяется от зоны преимущественно положительных значений гравитационного поля полосой гравитационных градиентов; более мелкие линейные гравитационные депрессии находятся к северу и к югу от п-ова Тюб-Караган, а также на морском продолжении Казахского залива. В большинстве случаев зоны максимумов отделяются от зон минимумов гравитационными ступенями (градиентами), которые имеют следующие основные направления: субширотное, субмеридиональное и северо-западное.

Переходя к характеристике магнитного поля, следует сказать, что детальные гидромагнитные работы выполнены в Северном Каспии только в Уральской бороздине и Кизлярском заливе.

В пределах Уральской бороздины наблюдаются три аномалии: Центральная положительная аномалия, небольшая краевая аномалия (положительная) и Северная аномалия (отрицательная) (Попов, 1970). Первые две имеют северо-восточное простирание, а Северная ориентирована в северо-западном направлении. Между этими аномалиями (Северной и Центральной) наблюдается довольно значительная градиентная зона северо-западного простирания с перепадом в 8 гамм/км. В целом эта зона совпадает с зоной Западнобузачинского гравитационного максимума.

В целом аномальное геомагнитное поле к югу от Мангышлакского порога характеризуется в основном системой линейных аномалий с перепадом значений ∆Т_а от минус 150 до плюс 325 гамм. Ориентировка аномалий от субширотных до субмеридиональных. На юге района развиты в основном субширотные аномалии, которые цепочкой протягиваются от северной части Казахского залива, м. Ракушечный и м. Песчаный на запад к району устья р. Сулак. На востоке эти аномалии характеризуются отрицательными значениями, их интенсивность не превышает 200 гамм. Севернее этой полосы отмечается одна крупная положительная аномалия субмеридиональной ориентировки интенсивностью до 250 гамм. Западнее находится несколько положительных аномалий, ориентированных в северо-западном направлении. Таким образом, в наблюденном аномальном магнитном поле в этом районе Среднего Каспия прослеживаются три системы аномалий: на юге - субширотные, севернее - субмеридиональные и северо-западные. При сопоставлении магнитного поля с гравитационным обращает на себя внимание тот факт, что на юго-западе и в центральной части моря на юге района наблюдается несоответствие между простиранием гравитационных и магнитных аномалий. Здесь гравитационная ступень, характеризующая переход от платформы к Терско-Каспийскому краевому прогибу, ориентирована в субмеридиональном направлении, а магнитные аномалии имеют в основном широтную ориентировку. Карта осредненных аномалий, которая отражает влияние магнитных масс, расположенных на больших глубинах (для Среднего Каспия 10-15 км), характеризуется наличием двух основных максимумов: субмеридионального, положение и ориентировка которого совпадают с Северной впадиной Среднего Каспия, и субширотного Сулакского максимума. Между этими двумя максимумами отмечается минимум интенсивностью до -75 гамм, ориентированный в северо-западном направлении. На продолжении Сулакского максимума в зоне субмеридионального максимума наблюдаются изгибы отдельных изолиний в субширотном направлении на широте м. Песчаный и несколько южнее.

Южнее расположена зона мозаичных аномалий, прилегающих к району залива Кара-Богаз-Гол. Аномалии этой зоны имеют небольшие размеры, в их расположении и ориентировке трудно установить какую-либо закономерность. Интенсивность аномалий этой зоны достигает 400- 600 гамм. Зона мозаичных аномалий четко отделена от аномалий южной части Среднего Каспия линейной зоной больших градиентов, вытянутой в северо-западном направлении. Зона характеризуется значениями от 500 до 90 гамм, причем убывание интенсивности наблюдается в направлении на юго-запад. Подобная же зона больших градиентов отмечается и на карте гравитационного поля.

Аномалии южной части Среднего Каспия резко отличаются от всех вышеописанных типов и характеризуются довольно расплывчатыми и неопределенными очертаниями. Их основная особенность - невысокая интенсивность (менее 100 гамм).

Прежде чем перейти к характеристике строения кристаллического фундамента и осадочного чехла, остановимся вкратце на строении земной коры этого региона. Как указывалось выше, данные о строении земной коры имеются только для южной части Среднего Каспия. Для северной части Каспия известны данные о строении земной коры Прикаспийской впадины, основанные на результатах сейсмических исследований (Фоменко, 1972) Согласно этим данным, земная кора Прикаспийской впадины по типу строения приближается к субокеанической, т.е. значительная по мощности толща осадков ложится в центральной части впадины на так называемый базальтовый слой; гранитный слой в пределах центральной части впадины отсутствует. В пределах южной бортовой зоны Прикаспийской впадины гранитный слой появляется, но он в значительной степени редуцирован. Нормальным трехслойным строением коры впадины должны характеризоваться более южные районы Северного Каспия.

Глубинное сейсмическое зондирование, проведенное в южной части Среднего Каспия, а также данные гравиметровых наблюдений показы­вают, что земная кора Среднего Каспия имеет трехслойное строение, характерное для континентов (Гагельганц и др., 1968). Здесь выделя­ются осадочный слой, гранитный слой и базальтовый слой. Мощность земной коры оценивается величиной порядка 30-40 км. Мощность коры более 40 км характерна для западной и юго-восточной частей Сред­него Каспия, связанных с альпийской складчатой областью. Некоторое возрастание мощности земной коры наблюдается в районе Мангышлакской мегантиклинали. В пределах Карабогазского свода мощность земной коры составляет более 30 км, из которых 1 км приходится на осадочный чехол, 16 км на гранитный слой и 19 км на базальтовый слой (Донабедов и др., 1962). Однако, по мнению Резанова и Шевченко, в пределах Карабогазского свода мощность земной коры составляет менее 30 км (Шевченко, Резанов, 1970). Данные ГСЗ показывают, что в районе Карабогазского свода наблюдается общий подъем поверхности Мохоровичича и базальтового слоя (Левин и др., 1964). Перечисленными сведениями исчерпываются данные о строении земной коры платформенной части Каспийского моря. Эти данные весьма немногочисленны и не позволяют дать исчерпывающую картину. Несмотря на то, что по имеющимся материалам ГСЗ земная кора рассматриваемого района имеет типично континентальное строение, трудно исключить в пределах наиболее прогнутых участков наличие зон с сокращенной мощностью коры. Такими районами могут оказаться зоны Дербентской котловины и Северной впадины Среднего Каспия, где наблюдаются положительные гравитационные аномалии. Однако эти представления являются сугубо гипотетическими и требуют проверки дальнейшими геофизическими работами.

Перейдем к рассмотрению основных структурных элементов платформенной части Среднего Каспия. Как известно, в пределах описываемого района по характеру гравитационного поля, привязанного к известным структурам, установленным на прилегающих участках суши, выделяются три основных геоструктурных элемента: Русская докембрийская платформа, которая входит в пределы Северного Каспия южной частью своей Прикаспийской синеклизы, эпигерцинская платформа (Скифско-Туранская плита) и Терско-Каспийский краевой прогиб.

Считается, что Русской докембрийской платформе соответствует тот участок Северного Каспия, который характеризуется мозаичным гравитационным полем, обусловленным наличием области солянокупольной тектоники. К югу от области сочленения Русской платформы и эпигерцинской Скифско-Туранской плиты происходит подъем подсолевого ложа в южном направлении, а гидрохимические осадки, видимо, фациально замещаются на терригенно-карбонатные. Вопрос о проведении границы между докембрийской и эпигерцинской платформами является дискуссионным. На восточном берегу Северного Каспия эта граница проводится по осевой зоне Южноэмбенского гравитационного максимума, соответствующего Южно-Эмбенскому поднятию (Яншин, 1955, 1961). Считается, что в пределах этого поднятия происходит шовное сочленение платформенного палеозоя и дислоцированных отложений девона в фациях зеленокаменных пород. Эта точка зрения в настоящее время является господствующей и особых дискуссий не вызывает.

Относительно проведения границы на западе Северного Каспия единого мнения пока нет. По мнению одних (Копелиович и Эвентов, 1956), на границе герцинскои складчатости и докембрийской Русской 'платформы развиты образования краевого прогиба. Другие (Мирчинк и др., 1963, 1965; Успенская, 1965) считают, что граница между эпигерцинской и Русской платформами проходит по тектоническому шву. И, наконец, третьи исследователи считают, что эта граница представляет собой не линию, а некую переходную зону или полосу, характеризующуюся определенным типом развития и строения (Несмеянов, 1965). Эта полоса, по мнению указанного исследователя, характеризуется меньшей мощностью палеозоя, меньшей степенью дислоцированности и метаморфизма пород, выположенной формой складок при сохранении линейности структурных форм. По сути дела здесь имеется целая система крупных нарушений. На наш взгляд, эта точка зрения наиболее верная.

Также нет единого мнения и о том, где проводить границу между докембрийской и эпигерцинской платформами собственно в пределах Северного Каспия. По мнению Я.П. Маловицкого (1967), в море эту границу надо проводить по южной цепочке магнитных максимумов, геологическая природа которых устанавливается по принадлежности к шву, разграничивающему разновозрастные платформы на Южно-Эмбенском поднятии и к югу от Астрахани. Я.П. Маловицкий считает, что при проведении указанной границы нельзя опираться только на гравиметрические данные, хотя, как известно, во многих случаях гравитационные градиенты обычно четко бывают приурочены к зоне перехода или резкого контакта крупных геотектонических областей. Таким образом, согласно указанному исследователю, крупный региональный Северокаспийский максимум делится на две части, в результате чего Укатненская депрессия, вернее северная половина этой депрессии, и Северо-Каспийское поднятие относятся к докембрийской платформе, в то время как южная половина указанной депрессии относится к эпигерцинской платформе. Другой точки зрения придерживаются Б.С. Романов и А.Ю. Юнов (1968), согласно которым граница древней и молодой платформ представляет собой не линию, а достаточно широкую переходную зону - шовную зону, которой в гравитационном поле соответствует зона гравитацион­ного градиента в северной части Северокаспийского максимума. Мы придерживаемся аналогичной точки зрения. Поскольку Северокаспийский максимум на западе связан с Бузачинским сводом в теле эпигерцинской платформы, а на востоке - с наиболее приподнятой частью кряжа Карпинского, то вполне очевидно, что границу между эпигерцинской и докембрийской платформами следует проводить с учетом этого максимума. Так же, как и на суше, в море Северокаспийский максимум, видимо, связан с зоной неглубокого залегания дислоцированных пород палеозоя. На севере по системе разломов происходит надвигание складчатого палеозойского комплекса эпигерцинской платформы на край докембрийской платформы.

Морской участок Прикаспийской впадины, видимо, является наиболее погруженным в связи с наложением на него поперечного Каспийского меридионального прогиба. По мезозойским отложениям (по меловым, в частности) южный борт Прикаспийской синеклизы почти не выражен, и эти отложения моноклинально падают на юг. Следует сказать, что в силу интенсивной соляной тектоники многие вопросы строения Прикаспийской впадины остаются неясными, поскольку нигде в пределах центральной части впадины не вскрыты подсолевые отложения. Это в полной мере относится и к морской части Прикаспийской синеклизы.

К юго-востоку от Гурьева наблюдается крупная гравитационная ступень северо-восточного простирания. Считается, что эта ступень является частью крупного глубинного разлома - Аграхано-Эмбенского, разделяющего всю область Северного Каспия на две части (северо-западную и юго-восточную) и играющего важную роль в тектонике этой области. Впервые этот разлом был установлен исследованиями Б.С. Романова и А.Ю. Юнова (1968). В районе разлома шовная зона на границе эпигерцинской и докембрийской платформ меняет свое простирание - северо-западного на субширотное.

Основную часть дна Северного и Среднего Каспия занимает Скифско-Туранская плита эпигерцинской платформы. Она имеет достаточно сложное строение. В вертикальном разрезе здесь выделяются три структурных этажа. Верхний - мезокайнозойский осадочный чехол, который залегает на более дислоцированном пермотриасе. Относительно второго - пермотриасового структурного этажа - нет единой точки зрения. Одни включают его в осадочный чехол, другие считают его верхним структурным ярусом фундамента (Вольвовский и др., 1966), третьи (Мирчинк и др., 1963; Летавин, 1972) относят его к так называемому переходному комплексу, который образовался во временном интервале между завершением складчатости палеозойской геосинклинали и началом платформенного мезокайнозойского этапа развития эпигерцинской платформы. Указанными исследователями этот платформенный этап называется также тафрогенным. В настоящее время в силу слабой изученности бурением нижних частей разреза Скифской и Туранской плит трудно решить однозначно вопрос о геологической роли пермотриасового структурного этажа. Однако несомненно, что в разных структурно-тектонических зонах он ведет себя различно: метаморфизован и дислоцирован в мегантиклиналях Мангышлакской и Туаркырской, близок к нормальноосадочным образованиям в крупных прогибах типа Южно-Мангышлакского, на востоке Среднего Каспия и на западе в Северном Предкавказье; и, наконец, третьим структурным этажом эпигерцинской платформы является поверхность кристаллического фундамента.

В связи с тем, что выделить в морской части эпигерцинской платформы пермотриасовый структурный этаж в качестве самостоятельного элемента достаточно сложно, нами была составлена структурная схема по подошве осадочного чехла, поверхность которой разновозрастная в разных частях Среднего Каспия. На продолжении Горного Мангышлака она соответствует подошве юрских отложений, южнее - подошве пермотриасового комплекса и в районе Карабогазского свода - кровле кристаллического фундамента. Таким образом, строение молодой платформы в пределах Каспийского моря мы рассмотрим по подошве осадочного чехла, видимо, отражающей структуру юрско-мелового комплекса и по неоген-четвертичным отложениям.

Фундамент Туранской плиты, на который ложится толща нормальноосадочных образований, частично изучен лишь в осевой зоне Мангышлакской мегантиклинали и на Карабогазском своде. В пределах последнего бурением на Южной и Северной Карабогазских косах на глубинах 1017-1197 м вскрыты кристаллические породы, представленные гранитами, порфиритами, амфиболитами и амфиболитовыми сланцами. Возраст гранитов, определенный калиево-аргоновым методом в районе пос. Карши, составляет 440 млн. лет, что соответствует ордовику, в районе Омчплы - 302 млн. лет, что соответствует среднему карбону.

В северной части Скифско-Туранской плиты по поверхности доюрского фундамента выделяются Промыслово-Бузачинская зона поднятий, которой в гравитационном поле соответствует крупный Северо-каспийский максимум. Эта зона является частью Донбасско-Промыслово-Устюртской палеозойской складчатой области, в пределах которой по характеру строения верхнепалеозойских отложений выделяются Донбасско-Промысловский синклинорий на западе и Устюртский - на востоке; указанные синклинорий разделены Бузачинским поднятием или сводом (Летавин, 1970).

Промыслово-Бузачинская зона поднятий является наиболее поднятым элементом восточной части кряжа Карпинского. Неглубокое залегание фундамента в пределах Промыслово-Полдневского вала доказано бурением. Это хорошо согласуется с данными гравиметриче­ских исследований, согласно которым в этом районе, особенно в пределах Полдневского вала, наблюдается положительная гравитационная аномалия.

На востоке Промыслово-Бузачинской зоны поднятий можно выделить Бузачинский свод, в пределах которого неглубокое залегание палеозойских пермских отложений доказывается сейсмическими и буровыми работами на суше (Кызанская и Каражанбасская структуры). О неглубоком залегании палеозойских отложений на п-ове Бузачи свидетельствуют также данные гравиметрии. В пределах Бузачинского свода по данным гравиметрии, видимо, можно выделить два крупных поднятия - Северо-Бузачинское в Западно-Бузачинское; последнее было выделено работами Б.С. Романова и А.Ю. Юнова (1968). Объединить указанные два поднятия в единую положительную структуру позволяют, во-первых, сходный характер гравитационного поля, а во-вторых, субпараллельное простирание северо-восточных границ указанных поднятий относительно краевой зоны докембрийской платформы. Неглубокое залегание палеозойских отложений на Западно-Бузачинском поднятии подтверждено также морскими сейсмическими исследованиями; Западно-Бузачинское поднятие отделяется от Северо-Бузачинского поднятия зоной более глубокого залегания палеозойских отложений, с которой, возможно, связан глубинный разлом северо-восточного простирания. На северо-западе Бузачинский свод отделяется от остальной части Промыслово-Бузачинской зоны поднятий Аграханско-Эмбенским разломом.

На продолжении Бузачинского свода в северо-западном направле­нии наблюдается относительно узкое Северо-Каспийское поднятие, расположенное на границе с переходной зоной докембрийской платформы. Глубина залегания поверхности пермотриаса в пределах его сводовой части составляет 2,0-2,5 км. Указанное поднятие имеет северо-западное простирание и, возможно, представляет собой северо-западную погруженную часть Бузачинского свода; оно является, вероятно, одной из локальных структур этого элемента.

Непосредственно с юго-запада Бузачинский свод окаймляется крупным линейным Северо-Кулалинским поднятием, вытянутым в широтном направлении. Оно выделяется как по гравиметрическим, так и по сейсмическим данным, и хотя в гравитационном поле это поднятие находит слабое отражение - локальный Северокулалинский максимум на фоне общего Северокаспийского максимума выражен слабо, - тем не менее Северо-Кулалинское поднятие отчетливо фиксируется сейсморазведочными работами. Южный борт Северо-Кулалинского поднятия совпадает с южным склоном Промыслово-Бузачинской зоны поднятий. По данным электроразведки глубина залегания кровли пермо-триаса на своде Северо-Кулалинской структуры составляет около 200 м. Не исключено, что при проведении более детальных работ структурными методами окажется, что Северо-Кулалинское поднятие, так же как и Северо-Каспийское, связано с погруженными частями Бузачинского свода.

На северо-западном погружении Бузачинского свода между Северо-Каспийским и Северо-Кулалинским поднятиями находится крупная пологая Укатненская депрессия. Она не находит выражения в осредненном гравитационном поле, однако данные сейсмических исследований и электроразведки показывают, что в мезозойских отложениях здесь находится четкая депрессия. Учитывая глубины залегания поверхности пермотриаса и палеозойского фундамента на Северо-Кулалинском и Северо-Каспийском поднятиях, можно полагать, что и Укатненская депрессия находит отражение в фундаменте, но по отношению к депрессии в мезозойских отложениях она смещена к югу.

В западной части Промыслово-Бузачинского поднятия по поверхности пермотриаса, видимо, существует довольно крупное Зюдевское поднятие, которое пока намечено сейсморазведкой только по подошве меловых отложений, но, учитывая, в общем совпадение структурных планов, можно полагать, что оно должно быть выражено и по поверхности пермотриаса.

Заканчивая рассмотрение структуры Промыслово-Бузачинской зоны поднятий, следует отметить, что здесь важную роль играют субширотно ориентированные линейные элементы. Исходя из этого, а также пространственного совпадения простираний Промысловского и Северо-Кулалинского поднятий, можно полагать, что указанные структуры принадлежат единой тектонической линии.

Расположенная к югу от Промыслово-Бузачинской зоны поднятий часть Скифско-Туранской плиты Аграхано-Эмбенским глубинным разломом северо-восточного простирания делится на две части - северо-западную и юго-восточную (Романов, Юнов, 1968). Видимо, по указанной линии и происходит сочленение 2^х плит эпигерцинской платформы - Скифской на северо-западе и Туранской на юго-востоке. По мнению Я. Маловицкого (1967), возможно, что этот разлом разделяет зоны с разным типом строения пермотриаса.

Основаниями для выделения Аграханско-Эмбенского разлома служили: гребневидный характер гравитационных аномалий к северо-востоку от о.Чечень, изменение простирания некоторых структур по линии указанного разлома, наличие по данным электроразведочных работ крупного нарушения северо-восточного простирания в фундаменте, которое отделяет погруженное продолжение структур Мангышлакской мегантиклинали от Ракушечного поднятия. Северо-восточнее разлом трассируется по магнитному максимуму к северо-востоку от о.Кулалы, а далее по гравитационной ступени. Считается (Романов, Юнов, 1968; Маловицкий, 1967), что указанный разлом определяет положение Северного Каспия в Каспийской сигмоиде, выделенной О.С. Вяловым в 1937 г.

О характере структуры поверхности пермотриаса на западе Северного Каспия в пределах морской части Скифской плиты имеются данные электроразведки и гравиметрии. Согласно первым, которые фиксируют поверхность пермотриаса как горизонт высокого сопротивления, наблюдается постепенное погружение этой поверхности с северо-востока на юго-запад и запад по направлению к Кизлярскому заливу и о.Чечень. На общем фоне этого единого регионального наклона наблюдается серия крупных поднятий, для которых характерно постепенное изменение простирания с северо-западного на субмеридиональное. Наиболее северо-восточной структурой этой серии является Ракушечное поднятие. Ранее считалось, что это поднятие лежит на одной тектонической линии с Промысловским поднятием. Однако, учитывая то, что наиболее вероятным является соединение Промысловского поднятия с Северо-Кулалинским, продолжение Ракушечного поднятия следует искать на северо-западе, в Морском и Каспийском поднятиях.

Расположенное юго-западнее Ракушечного поднятия - Жемчужнинское пока не представляется возможным увязать с каким-либо поднятием на берегу.

Жемчужнинское поднятие отделено от более погруженных структур - Астраханский рейд и банка Сигнал, - имеющих субмеридиональную ориентировку, нарушением, фиксируемым данными электроразведки. Это нарушение имеет также субмеридиональную ориентировку, а на северо-западе поворачивает на запад и соединяется с региональным нарушением по поверхности фундамента, которое отделяет поднятый сложный вал Карпинского от погруженной части Манычского прогиба. Перепад поверхности пермотриаса в направлении от Жемчужнинского поднятия в сторону о.Тюлений составляет около 2000 м.

На суше по направлению к Кизлярскому заливу происходит погружение и резкое уменьшение амплитуды так называемого Прикумского поднятия. От Кизлярского залива это поднятие отделяется крупным разломом северо-восточного простирания (Несмеянов, 1965). Однако, даже не доходя до этого разлома, по маре приближения к нему с запада, приблизительно по линии Бажиган-Черный Рынок по оси Прикумского поднятия, поверхность палеозойского складчатого фундамента погружается почти на 1500 м. К востоку от упомянутого разлома северо-восточного простирания хуже выражен и Восточно-Манычский прогиб. Если на западе это четко выраженная структура, отделяющая кряж Карпинского от Прикумского поднятия, то здесь в связи с погружением и затуханием последнего происходит также погружение и затухание, вернее расплывание Восточно-Манычского прогиба. Если учесть погружение и расплывание этих двух элементов в восточном направлении к Кизлярскому заливу и новый подъем поверхности пермотриаса в море в восточном направлении, то напрашивается вывод о том, что в море и на суше между Прикумским поднятием на западе, валом Карпинского на севере и Жемчужнинским поднятием на востоке расположен крупный поперечный прогиб, приуроченный к Кизлярскому заливу. Этот прогиб раскрывается в южном направлении в сторону Терско-Сулакского краевого прогиба и отделен от последнего небольшим порогом, лежащим на продолжении Прикумской зоны поднятий. С 3^х сторон (с запада, севера и востока) указанный поперечный прогиб, который мы предлагаем назвать Кизлярским, ограничен разломами. В Кизлярский поперечный прогиб раскрывается Восточно-Манычский прогиб и погружается Прикумская зона поднятий. Существованием указанного прогиба объясняется также изменение ориентировки поднятий Астраханский рейд и банка Сигнал относительно Жемчужнинского и Ракушечного поднятий.

Судя по распределению мощностей юрских отложений, а также по выполнению части прогиба пермотриасовыми отложениями, Кизлярский поперечный прогиб существовал с конца палеозоя - начала мезозоя. Этот прогиб лежит на северном продолжении так называемого Дагестанского клина и, видимо, связан в своем развитии с этим последним. Видимо, здесь с конца палеозоя - начала мезозоя существовала поперечная зона прогибаний, продолжавшаяся в южном направлении в сторону Кавказской геосинклинали. По оси этой зоны в пределах последней накапливались наибольшие мощности осадков юрско-мелового комплекса. Впоследствии в результате инверсии и складкообразования на месте этой зоны в альпийской складчатой области образовался выступ Дагестанский клин, а к северу от этой структуры в зоне верхнепалеозойской консолидации сохранился поперечный прогиб. Возможно, указанная зона прогибания фиксировала первоначальное положение осевой зоны Каспийской впадины, которая впоследствии в связи с общим воздыманием Кавказа мигрировала в восточном направлении. Изложенные представления об образовании Кизлярского поперечного прогиба и его связи с Дагестанским клином, безусловно, не являются единственными и исчерпывающими, их следует рассматривать в качестве одной из вероятных моделей.

Перейдем к рассмотрению особенностей поведение, поверхности пермотриаса в пределах морской части Турансксой плиты. Здесь, как известно, важную роль играет морское продолжение Мангышлакской системы мегантиклиналей, которая в пермотриасовое время представляла собой узкий грабен - авлакоген в теле Туранской плиты, выполненный мощной толщей пермотриасовых отложений. В конце триаса - нижней юре эта зона испытала инверсию и складчатость. В западном направлении в современном структурном плане происходит погружение поверхности пермотриаса вдоль осевой зоны Тюб-Караганско-Каратауской мегантиклинали, уменьшение амплитуды этого сооружения с одновременным выполаживанием крыльев и общим упрощением строения. Об общем погружении поверхности пермотриаса, вероятном уменьшении его мощности и значительном уменьшении степени метаморфизма свидетельствуют данные гравиметрии, согласно которым на морском продолжении Мангышлакской мегантиклинали отсутствуют линейные аномалии, отчетливо выделяющиеся в пределах этого сооружения на суше.

По поверхности пермотриаса к северу от Мангышлакской мегантиклинали располагается крупный линейно вытянутый в субширотном направлении Южно-Бузачинский прогиб, который отделяет Мангышлакскую мегантиклиналь от Промысловско-Бузачинской зоны поднятий. Глубина погружения поверхности пермотриаса в Южно-Бузачинском прогибе составляет порядка 5,0 - 6,0 км. Судя по наличию гравитационной ступени к северу от Южно-Бузачинского прогиба, он отделяется от Промыслово-Бузачинской зоны поднятий крупным нарушением, которое является частью регионального глубинного разлома, ограничивающего с севера Мангышлакско-Устюртскую зону. Южно-Бузачинский прогиб, судя по гравиметрическим данным, наиболее отчетливо выражен в своей морской части к северу от Тюб-Караганского вала. В западном направлении одновременно с затуханием Тюб-Караганского вала происходит выполаживание Южно-Бузачинского прогиба, хотя некоторые исследователи считают, что Южно-Бузачинский прогиб поворачивается в юго-западном направлении и, следуя параллельно Аграханско-Эмбенскому разлому, разделяет Ракушечное поднятие и Тюб-Караганский вал (Романов, Юнов, 1968).

К югу от Мангышлакской мегантиклинали крупным положительным элементом фундамента является Песчаномысско-Ракушечное сводовое поднятие. Это крупный приподнятый структурный элемент почти изометричных очертаний. Отложения триаса в его пределах вскрыты на глубинах 3,2 - 3,6 км. По данным расчета гравимагнитных аномалий предполагается, что в наиболее приподнятой части Песчаномысско-Ракушечного свода глубина залегания фундамента составляет около 4 км. Между Мангышлакской магантиклиналью и Песчаномысско-Ракушечной зоной располагается депрессионная зона - Сегендыкский прогиб, в пределах которого мощность осадочных образований превышает 7,0 км. Этот прогиб имеет линейные очертания и вытянут в субширотном направлении. Он раскрывается на запад в крупную депрессионную структуру восточной части Среднего Каспия - Западно-Мангышлакский прогиб.

Ранее в пределах этой части эпигерцинской платформы выделялся так называемый Среднекаспийский свод (Фотиади, 1958; Маловицкий, 1967). Основанием для выделения этой структуры служили данные гравиметрии, согласно которым, как об этом говорилось выше, здесь наблюдается крупный максимум силы тяжести. Считалось также, что Среднекаспийский свод представляет собой единое целое с Карабогазским сводом (Маловицкий,1967).

Однако следует иметь в виду следующие обстоятельства. Во-1^х, наибольшие значения дельта g приурочены к осевой зоне, так называемой Северной впадины Среднего Каспия и связаны с зоной погружения Песчаномысско-Ракушечного свода. Не исключено, что в данном случае большие значения дельта g связаны не столько с глубиной залегания поверхности пермотриасового фундамента и палеозойского кристаллического фундамента, сколько с поведением глубоких слоев земной коры. Подтверждением этого можно считать тесную связь Среднекаспийского максимума с Дербентским. Во - 2^х, со стороны структур Южного Мангышлака по направлению к Среднекаспийскому своду наблюдается погружение мезокайнозойских отложений, а не их подъем, как это следовало бы ожидать. Сюда также происходит погружение западного склона Песчаномысско-Ракушечного блока. Видимо, данную область нельзя объединить и с Карабогазским сводом в единый Карабогаз-Сред-некаспийский блок (Маловицкий, 1967). Указанные 2 максимума разделяются крупной гравитационной депрессией, соответствующей Казахскому заливу, кроме того, они имеют разный характер магнитного поля (рис. 15, 16). Если в пределах Карабогазского свода магнитное поле имеет мозаичный характер, то в пределах Среднекаспийского гравитационного максимума наблюдаются четкие линейные аномалии. Таким образом, на наш взгляд, единственной реальной положительной структурой по поверхности фундамента в юго-восточном углу рассматриваемого района является Песчаномысско-Ракушечное сводовое поднятие.

Совместный анализ гравимагнитного поля и проведенные количественные расчеты глубин залегания верхних кромок магнитоактивных масс показывают, что к западу от Песчаномысско-Ракушечного свода и Сегендыкского прогиба расположена зона со значительной мощностью осадочного чехла (свыше 8 км) (рис. 17). Эта зона имеет субмеридиональное простирание и весьма значительные размеры. По направлению к ней происходит погружение западного склона вышеупомянутого свода, а также, как указывалось ранее, сюда раскрывается и погружается Сегендыкский прогиб. Указанную депрессионную зону мы предлагаем именовать Западно-Мангышлакским прогибом. Наличие указанного прогиба хорошо объясняет целый ряд вопросов геологии восточной части Среднего Каспия, в частности погружение на запад западного склона Песчаномысско-Ракушечного свода, его субмеридиональное простирание, рост в западном направлении мощностей меловых и более молодых отложений, а также наличие в рельефе дна крупной впадины.

Западно-Мангышлакский прогиб отделяется от Терско-Каспийского краевого прогиба крупным линейным поднятием субмеридионального простирания, которое выделяется на основании расчета глубин залегания подошвы осадочной толщи по данным гравимагнитных исследований. Мощность осадков над этим поднятием составляет около 6 км, оно не выражено, видимо, в меловых отложениях и потому является погребенным. Мы предлагаем назвать это поднятие Восточно-Предкавказским. По своему положению относительно краевого прогиба это поднятие напоминает Центрально-Предкавказское поднятие в Восточном Предкавказье и, видимо, является продолжением этого поднятия.

Как указывалось выше, вдоль южного борта Песчаномысско-Раку­шечного сводового поднятия в субширотном направлении протягивается цепочка линейных магнитных аномалий, которые прослеживаются на восток и соединяются в единую линию с аномалиями, характерными для Туаркыра. Здесь же наблюдается ряд локальных гравитационных аномалий. Эти аномалии совпадают с закартированными геоакустическими и сейсмическими исследованиями в осадочном чехле складками Южно-Песчаномысской, Ракушечной-море и Киндерлинской. Это дает основание предполагать, что в фундаменте прослеживается древний погребенный структурный элемент, отвечающий далекому западному погружению Туаркырского складчатого сооружения и связанного с ним Туаркырского глубинного разлома, одного из крупнейших в Средней Азии. Амплитуда смещения по этому разлому в ядре Туаркырской складки составляет около 2,0 км. Близка к этой величине амплитуда смещения фундамента вдоль южного борта Песчаномысско-Ракушечного свода.

В силу относительно малого количества данных в настоящее время трудно сказать, прослеживается ли погребенное продолжение Туаркыра западнее Песчаномысско-Ракушечного сводового поднятия, однако вполне определенно можно утверждать, что Туаркырский разлом можно протрассировать в глубоководную зону моря, где он осложняет южную часть Западно-Мангышлакского прогиба.

Южнее Песчаномысско-Ракушечного сводового поднятия расположена крупная депрессионная зона - прогиб Казахского залива. Этот прогиб прослеживается и на суше, где скважина, расположенная недалеко от его осевой зоны, при глубине более 4000 м не вышла из триасовых отложений. В морской части прогиба мощность осадочных образований, видимо, превышает 6 км. Прогиб Казахского залива имеет субширотное простирание и открывается в Терско-Каспийский прогиб.

Рис. 16. Схема глубин залегания верхних кромок магнитоактивных тел (км) Среднего Каспия

Рис. 17. Структурная схема по подошве осадочного чехла Среднего Каспия 1 - изогипсы подошвы осадочного чехла (км); 2 - глубинные разломы

Его северный борт крутой и связан с Туаркырским разломом, а южный плавно воздымается в сторону Карабогазского свода. Обработка гравимагнитных данных свидетельствует о том, что, видимо, наиболее погруженная часть прогиба находится непосредственно в прибрежной зоне Казахского залива.

На юго-востоке Среднего Каспия, на участке шельфа, прилегающем к заливу Кара-Богаз-Гол, по поверхности фундамента выделяется крупное поднятие - Карабогазский свод, отражающийся в гравитационном поле обширной положительной аномалией силы тяжести, а в магнитном - зоной мозаичных аномалий, о чем было сказано выше. Геологические исследования и бурение, проводившиеся на суше, показали неглубокое (около 1 км) залегание фундамента в пределах наиболее приподнятой части свода, которая сложена различными магматическими и метаморфическими породами среднепалеозойского возраста (см. выше). Существует мнение, что время консолидации Карабогазского свода соответствует байкальской, фазе складчатости. Последующие многочисленные интрузии гранитов и других пород обусловили петрографическую пестроту фундамента Карабогазского свода. Как уже было сказано выше, эта петрографическая неоднородность отразилась в геомагнитном поле мозаичным распределением локальных аномалий.

По мнению Ласкиной и др. (1962), Западнокаршинский максимум соответствует наличию в теле фундамента Карабогазского свода крупного древнего элемента - Западно-Каршинского антиклинория, вытянутого в субмеридиональном направлении. Видимо, в пределах этого максимума на поверхность фундамента выходят более плотные породы. Указанные исследователи считали, что Западно-Каршинский антиклинорий не выражен в рельефе фундамента, однако данные новейших геофизических исследований, в частности электроразведки и геоакустического профилирования, не подтверждают эту точку зрения. Согласно этим данным, в районе Каршинского антиклинория расположен приподнятый блок фундамента, отражающийся и в вышележащих меловых отложениях.

В целом имеющиеся материалы свидетельствуют о блоковой тектонике Карабогазского свода (Соловьев и др., 1971). Отдельные блоки ограничены системой нарушений (см. рис. 22) субмеридионального и северо-восточного простирания. Указанные нарушения фиксируются только в наиболее приподнятой центральной части Карабогазского свода. Его северо-западные склоны полого наклонены в сторону прогиба Казахского залива, а на западе он ограничен крупным глубинным разломом, отделяющим этот структурный элемент от Терско-Каспийского краевого прогиба. В южном направлении в сторону Апшероно-Прибалханской зоны поднятий склоны Карабогазского свода также испытывают пологое погружение. На самом юге эпигерцинская платформа граничит с альпийской складчатой областью по глубинному разлому.

На западе Среднего Каспия на погруженную часть эпигерцинской платформы наложен Терско-Каспийский краевой прогиб, который на акватории Каспия состоит из двух крупных впадин - Терско-Сулакской и Северо-Апшеронской. Указанные впадины на широте Дербента структурной перемычкой отделены друг от друга. Эта перемычка представляет собой направленный на запад выступ фундамента эпигерцинскои платформы. Наличие этого выступа подтверждается как поведением гра­витационных аномалий вдоль восточного борта Терско-Каспийского прогиба, так и повышенным залеганием меловых и более молодых отложений.

Максимальные глубины залегания фундамента в обеих впадинах превышают 10-12 км, а в районе выступа составляют 7-8 км. Терско-Сулакская впадина в пределах Каспия имеет субмеридиональное простирание, а на суше - субширотное. Северо-Апшеронская впадина, продолжением которой на суше является Кусаро-Дивичинский прогиб, имеет кавказское простирание. Таким образом, по этому выступу контактируют две различно ориентированные впадины. Указанный выступ предлагаем назвать Дербентским. Не исключено, что в основе его лежит Самурский разлом (В.А. Горин).

Перейдем к рассмотрению строения осадочной толщи. Оно иллюстрируется составленными впервые почти на всю площадь изученного региона структурными картами по поверхности верхнего мела, поверхности верхнесарматских отложений и подошве четвертичных отложений, а также схемами мощностей осадочного чехла и отдельных стратиграфических комплексов - мезозойского, плиоценового и четвертичного (рис. 18-22).

Характеристику Среднего Каспия по мезозойским отложениям мы даем на основании структурной карты по кровле верхнего мела. С одной стороны, это обусловлено тем, что верхний мел, особенно на востоке, является наиболее надежным репером при проведении сейсмических исследований, а с другой стороны, он отражает все крупные структурные элементы, выделенные по более древним горизонтам, что связано с отсутствием крупных несогласий внутри толщи мезозоя на большей части площади Среднего Каспия (рис. 18).

При построении структурной карты по поверхности верхнемеловых отложений нами были использованы данные геофизических исследований, выполненных к настоящему времени на шельфе восточной части Среднего Каспия и в Приапшеронском районе. Основным же материалом послужили результаты геоакустического профилирования, проведенного ИГиРГИ на Каспийском море (рис. 18, 19, 20).

Имеющиеся в настоящее время геофизические материалы, в основном сейсмических исследований, позволяют представить строение Северного Каспия по кровле меловых отложений в следующем виде (рис. 19). В северной части эпигерцинской платформы выделяется крупная Промыслово-Бузачинская зона поднятий, в сводовой части которой на западе находится Петровско-Зюдевское поднятие с глу­биной залегания кровли меловых отложений около 600-700 м. От расположенного южнее поднятия Морское Петровско-Зюдевское поднятие отделяется крутым структурным уступом с амплитудой около 200 м, причем этот уступ переходит в структурный уступ на суше, отделяющий Промысловское поднятие от Каспийской структуры и прилегающей к последней с севера синклинали. Таким образом, по мезозойским отложениям логично объединять в единую структурную зону Промысловскую и Зюдевскую структуры, с одной стороны, и Каспийскую и Морскую структуры - с другой.

Находящаяся в пределах этой же Промыслово-Бузачинской зоны, но значительно западнее Укатненская депрессия представляет собой крупную впадину, видимо, осложненную локальными поднятиями. К югу от Укатненской депрессии располагается Северо-Кулалинское поднятие, южный борт которого спускается полого в сторону Южно-Бузачинского прогиба, амплитуда этого поднятия по поверхности верхнемеловых отложений составляет на южном крыле более 400 м, а на северном около 200 м. По подошве нижнего мела амплитуда Северо-Кулалинского поднятия составляет около 600 м, причем северное кры­ло этой складки оборвано разрывным нарушением. На склоне Северо-Кулалинского вала намечаются два локальных поднятия; амплитуда первого - Западно-Кулалинского около 70 м и линейные размеры 5 х 30 км, а амплитуда второго около 30 м и размеры 4x5 км. Эти поднятия по сути дела лежат уже на северном борту Южно-Бузачинского прогиба.

Нами были получены новые данные о строении западной части Южно-Бузачинского прогиба. В осевой зоне прогиба была выявлена крупная линейно вытянутая синклиналь - Караганская, длина которой превышает 50 км, а ширина составляет не менее 15 км. В восточной части этой синклинали были обнаружены два поднятия - Кочакское и Жигалган-море. У первого из них было выявлено только южное крыло и намечена осевая зона, а второе было оконтурено полностью. Видимо, указанные поднятия представляют собой структурную перемычку, делящую Южно-Бузачинский прогиб на две части - восточную и западную. Причем, учитывая данные наземных исследований, в современном структурном плане по поверхности меловых отложений лучше всего выражена именно западная часть прогиба. Западнее Караганской синклинали располагается Западно-Караганская гемисинклиналь, которая имеет северо-восточное простирание и на юго-западе переходит в моноклиналь южного крыла Тюб-Караганского вала. Не исключено, что в зоне перемычки, отделяющей Караганскую синклиналь от Западно-Караганской гемисинклинали, имеется разрывное нарушение.

Морское продолжение Тюб-Караганского вала, расположенное к югу от Бузачинского поднятия, погружается в западном направлении. Ранее считалось, что это - единая складка, которая на расстоянии около 80 км от берега расплывается на фоне общего моноклинального погружения к югу. В пределах Тюб-Караганского вала можно выделить три локальных поднятия - Кусайникское, Баутинское и Аташское. Эти поднятия установлены геоакустическим профилированием. Наиболее сложно построенной из них является Кусайникская складка, северное крыло которой разбито продольным разрывным нарушением, амплитудой около 50 м. Кроме этого нарушения на далеком погружении северного крыла намечается еще одно продольное нарушение. Западная периклиналь складки имеет форму горста, зажатого между двумя блоками, причем северный блок является более опущенным. Расположенные западнее две остальные складки имеют форму брахиантиклиналей сравнительно небольшой амплитуды.

Рис. 18. Схемы распределения мощностей отложений Среднего Каспия

А - четвертичные отложения (м); Б - плиоценовые (м) ; В - мезозойские (км); Г - меловые (м)

Баутинская брахиантиклиналь имеет на южном крыле небольшие поперечные нарушения. Южное крыло Тюб-Караганского вала представляет собой моноклиналь, наклоненную к югу (рис. 20) . На фоне этой моноклинали расплывается западное морское продолжение Беке-Башкудукского вала. К югу от него открывается в море Сегендыкская депрессия, которая на шельфе переходит в моноклиналь, наклоненную в сторону Терско-Каспийского прогиба. Южный борт Сегендыкской депрессии связан с Песчаномысско-Ракушечным сводом. В его пределах по верхнемеловым отложениям выделяется наиболее крупное Песчаномысское поднятие. Оно оконтурено изолинией 500м, имеет изометричные очертания. Западная половина его находится в море, удаляясь от берега на расстояние 30 км. Восточная часть поднятия расположена на суше. К югу от этого поднятия в южной части Песчаномысско-Ракушечного свода располагаются еще два локальных поднятия, оконтуренные изолинией 600 м. Одно из них - Южнопесчаное, размером 20 х 8 км, ориентировано в широтном направлении, другое - поднятие Ракушечное-море такого же простирания и больших размеров. Длина этой структуры 40 км, ширина 10 км. Она асимметрична, сводовая часть ее сдвинута к востоку. Высота этой структуры около 50 м. Восточное крыло структуры крутое, западное - пологое. Эти два поднятия разделены синклинальным прогибом плавных очертаний с пологими склонами. В Казахском заливе у основания Киндерлинской косы располагается еще одно изолирован­ное поднятие - Киндерлинский выступ. Оно ориентировано в широтном направлении, в море располагается только его западная часть; восточная же находится на суше.

Вдоль южного борта Песчаномысско-Ракушечного свода прослеживается нарушение, являющееся отражением в верхнемеловых отложениях глубинного разлома, фиксируемого по поверхности фундамента.

По поверхности верхнемеловых отложений хорошо фиксируется прогиб Казахского залива, расположенный к югу от Песчаномысско-Ракушечного сводового поднятия. Этот прогиб по верхнемеловым отложениям совпадает с одноименной структурой по фундаменту, описанной выше.

Рис. 19. Структурная схема морского продолжения Мангышлака по кровле верхнего мела

1 - изогипсы; 2 - разломы; 3 - геоакустические профили

Прогиб Казахского залива впервые был выделен на основании геоморфологических и гравиметрических данных, а затем подтвержден сейсморазведкой и геоакустическим профилированием. Указанный прогиб представляет собой довольно крупную депрессию, имеющую овальные очертания. С севера она ограничена разломом или флексурой, протягивающейся вдоль южного борта Песчаномысско-Ракушечного свода. В пределах изученной части прогиба Казахского залива подошва неокома залегает на глубине более 2400 м, причем в западном направлении происходит погружение меловых отложений. Кровля мела залегает в пределах этой депрессии на глубинах от 900 до 1400 м ниже уровня моря. Казахская депрессия занимает южную половину Казахского залива. В северной части залива на участке Киндерлинская коса - м.Токмак находится юго-западное ответвление Джазгурлинской впадины, выделяемой на суше. В морской части Джазгурлинской впадины подошва неокома залегает на глубине 2300 м, а кровля мела - на глубине около 1000 м, т.е. близко к положению этих горизонтов в прогибе Казахского залива. Прогиб Казахского залива и морское продолжение Джазгурлинской впадины отделяются друг от друга по меловым отложениям узкой зоной нарушения с незначительной амплитудой, а по более молодым горизонтам - небольшой перемычкой. Видимо, правильнее называть эту зону - зоной тектонического барьера. В восточном направлении эта зона переходит в Киндерлинское поднятие, выявленное сейсмическими исследованиями. Это последнее является морским продолжением Карауданского вала. В месте соприкосновения с указанной тектонической перемычкой синклиналь Казахскогозалива и Джазгурлинская впадина лежат почти на одном гипсометрическом уровне. Можно считать, что Джазгурлинская впадина переходит в прогиб Казахского залива и что по сути дела это единая депрессионная зона, разделенная перемычкой. Так же, как и Сегендыкская деп­рессия, прогиб Казахского залива расплывается на фоне Восточно-Каспийской флексуры.

Южное крыло прогиба Казахского залива постепенно переходит в северный склон Карабогазского свода. Однако если по поверхности фундамента простирание этого склона северо-восточное, то по отложениям мела оно субмеридиональное.

Наиболее приподнятая часть Карабогазского свода осложнена крупным Западно-Каршинским поднятием. Структура эта асимметричная, пологая, по большой оси ориентирована с севера на юг. Высота ее 100 м, длина большой оси - 55 км, меньшей - 40 км. Восточнее располагается ряд поднятий, с которыми связаны Карабогазские косы. Это поднятия Бекдашское, Карабогазское, Северо - Каршинское (Левин и др., 1964). Все вышеописанные поднятия связаны с восточным шельфом Среднего Каспия.

К западу от них расположена крупная структура, выделенная ранее под названием Восточно-Каспийской флексуры (Соловьев и др., 1971). Эта флексура хорошо выражена по кровле и подошве меловых отложений и представляет собой относительно крутой уступ. Указанный уступ хорошо выражен на геоакустических и электроразведочных профилях. Западный склон Песчаномысско-Ракушечного свода также совпадает с Восточно-Каспийской флексурой. Последняя поперечным Туаркырским разломом делится на две части - северную и южную, последняя сдвинута к востоку на расстояние 60 км. Амплитуда флексуры 800-1000 м, крутизна склона 1°30'-2,0°. Западнее Восточно-Каспийской флексуры, между ней и платформенным бортом Терско-Каспийского краевого прогиба, располагается Центрально-Каспийская моноклиналь. Она характеризуется пологим падением и небольшой амплитудой. Углы наклона поверхности верхнемеловых отложений здесь 20 - 30'. В северной половине Среднего Каспия эта моноклиналь постепенно переходит в восточный борт Терско-Сулакского прогиба.

Рис. 20 Структурные схемы Среднего Каспия по данным геоакустического профилирования и сейсмических исследований (изогипсы в м)

А - по кровле верхнего мела: 1 - изолинии кровли; 2 - разрывные нарушения; Б - по отражающим горизонтам в сарматских отложениях (1) и по условному сейсмическому горизонту, приуроченному к верхнему плиоцену - верхам среднего плиоцена (2); В - по подошве четвертичных отложений; Г - по отражающим горизонтам в сарматских отложениях (придагестанская часть)

Таким образом, верхнемеловые отложения восточной половины Среднего Каспия образуют полого наклоненную поверхность, состоящую из двух ступеней, сдвинутых относительно друг друга. Северная часть более пологая, южная - крутая.

В западной части Среднего Каспия в Терско-Каспийском прогибе кровля верхнемеловых отложений залегает значительно ниже, чем на востоке, - на абсолютных отметках минус 4000-4500 м. Так же, как и по поверхности доюрских образований, здесь по кровле верхнего мела выделяются две впадины, разделенные структурным выступом. На севере располагается Терско-Сулакская впадина. В осевой зоне здесь мел залегает на глубинах 3,0 - 4,5 км. Ось впадины направлена с северо-запада на юго-восток. Впадина асимметрична. Ее северо-восточный борт пологий, юго-западный - крутой. К нему прижата осевая, наиболее прогнутая часть впадины, совпадающая с осевой зоной Терско-Каспийского прогиба. Юго-западная часть Среднего Каспия занята Северо-Апшеронской впадиной. Максимальные глубины поверхности мела здесь более 5000 м. Эта впадина также асимметрична, ее северо-восточный борт пологий, юго-западный - крутой. К крутому борту приближена наиболее прогнутая осевая часть впадины. Северо-Апшеронская впадина имеет простирание, близкое к широтному. Эта впадина составляет единое целое с расположенным на суше Кусаро-Дивичинским прогибом. Терско-Сулакская и Северо-Апшеронская впадины разделены невысоким широтным поднятием. Оно имеет овальную форму. Размеры его 75 * 25 км², длинная ось направлена с запада на восток. Поднятие это лежит на продолжении южной части Песчаномысско-Ракушечной зоны.

Указанное поднятие является отражением в меловых отложениях Дербентского выступа фундамента. Видимо, в целом эта зона является своеобразным субширотным барьером, который делит Средний Каспий на 2 части.

Структурный план верхнесарматских отложений в общих чертах сохраняет сходство со структурным планом по верхнемеловым отложениям (см рис 20). Так же, как и по верхнемеловым отложениям, по отложениям верхнего сармата четко вырисовывается Терско-Сулакская впадина, а южнее по общему характеру залегания плиоценовых отложений выделяется впадина Северо-Апшеронская. Наличие этой впадины доказывается тем, что четвертичные и более древние плиоценовые отложения имеют здесь высокие значения мощностей, а также погружением сарматских отложений в сторону этой впадины как с севера, так и с юга от района Апшеронского полуострова. В Кусаро-Дивичинском прогибе наблюдается несогласное налегание неогеновых и, в частности, сарматских отложений на различные горизонты юры и мела. Судя по значительным мощностям осадочной толщи в Северо-Алшеронской впадине, здесь, скорее всего, мы имеем непрерывный разрез от мезозоя до современных, т.е. эта впадина характеризуется унаследованным прогибанием в послемезозойское время. Краевые же ее части вполне могли быть втянуты в прогибание лишь в неогене в связи с развитием Терско-Каспийского прогиба.

Северо-Апшеронская впадина отделяется от Терско-Сулакской поперечным подъемом - Дербентским выступом. Однако если по верхнемеловым отложениям выступ был направлен от погруженной части платформы в сторону Кавказа, то по сарматским отложениям картина обратная: Дербентский выступ направлен в сторону глубоководной части Каспия. Таким образом, в этом районе наблюдается несогласное залегание сарматских и меловых отложений. Видимо, это обусловлено миграцией оси передового прогиба в сторону платформы.

Важные в практическом отношении данные были получены нами по строению западного борта Терско-Сулакской впадины или прибрежной полосы Дагестана. Долгое время в литературе дискутируется вопрос о наличии в море третьей, приморской антиклинальной зоны. Проведенные нами детальные геоакустические работы дают основание утверждать, что в море параллельно восточной антиклинальной зоне Южного Дагестана протягивается еще 1 антиклинальная зона. Данная антиклинальная зона, видимо, должна быть выражена по мезозойским отложениям, а по верхнесарматским она выражается в виде структурных террас и уступов. Это обусловлено тем, что в сарматское время продолжалось активное формирование Терско-Каспийского краевого прогиба, и прибрежная полоса Дагестана являлась крылом этого прогиба. В структурном отношении это крыло формировалось в виде моноклинали. Вполне понятно, что на фоне этой моноклинали растущие поднятия по нижележащим отложениям могли отразиться только в виде структурных террас и структурных носов. Подтверждением этого положения являются известные соотношения по прилегающей суше. Так, например, Махачкалинская складка по мезозойским отложениям представляет собой структурную террасу, по породам верхнего сармата аналогичные соотношения имеют место и на Тернаирском поднятии.

На основании геоакустического профилирования нами были выделены следующие поднятия: Ачису-море, Берикей-море, Дузлак-море, Дербент-море, Восточно-Дербентское и Восточно-Рукельское. Кроме того, к Приморской антиклинальной зоне следует отнести поднятия Избербашское и Инчхе-море.

Поднятие Ачису-море расположено в 13 км к югу от м. Турали, где верхнесарматские отложения образуют структурный выступ на глубинах 200 - 1200 м. Предполагаемые размеры поднятия 8 * 5 км². Ось его, видимо, проходит параллельно береговой линии и направлена с северо-запада на юго-восток. Этот структурный нос прослежен по профилям, идущим от берега в море, и секущим (см рис 20, г). Дополнительным подтверждением существования этого поднятия является наличие на суше подъема верхнемеловых отложений в сторону моря, фиксируемого сейсморазведкой к северу от месторождения Ачису.

Южнее, в районе Избербаша располагается Избербашская складка. Это сложнопостроенная складка, причем вся юго-восточная часть ее находится в море. Северо-западное ее окончание и оба крыла слагаются верхнесарматскими отложениями, а свод - среднесарматскими. Длина складки по кровле среднесарматских отложений достигает 10 км, наибольшая ширина - 5 км. Складка осложнена взбросом, по которому северо-восточное крыло и свод надвинуты на юго-западное крыло. Это нарушение продолжается и в море. К юго-востоку от этой складки в море располагается еще 1 складка - Инчхе-море. Складка эта имеет дугообразную форму, выпуклую на северо-восток. Как и Избербашская, эта складка сложена в своде среднесарматскими, а на крыльях - верхнесарматскими отложениями. Она имеет асимметричное строение с пологим юго-западным и крутым северо-восточным крыльями. Углы падения пластов на юго-западном крыле 6-8^о, на северо-восточном 22-30^о. Длина складки 12-13 км, глубина (по кровле среднесарматских отложений) около 5-6 км (Шарков, 1964; Куприн, 1959).

Далее на юг в море обнаружено поднятие на широте месторождения Берикей. Здесь по данным геоакустического профилирования верхнесарматские отложения образуют складку с почти плоским сводом и небольшими, короткими крыльями, причем западное крыло круче восточного. Складка имеет размеры 13 х 5 км и ориентирована с северо-востока на юго-запад. Амплитуда западного крыла складки по сарматским отложениям около 100 м, кровля сарматских отложений в tе пределах залегает на глубинах 600-700 м. Юго-западнее от этой складки, ближе к берегу располагается еще одно поднятие - Дузлак-море. Оно находится на глубинах моря от 10 до 25 м. Предполагаемые размеры его 9,5 х 4 км. Восточное его крыло хорошо прослеживается в верхнесарматских отложениях на ряде геоакустических профилей. Амплитуда восточного крыла по верхнесарматским отложениям 400 м.

На широте Дербента в море располагаются еще 2 поднятия. Одно из них - Дербент-море - довольно крупное. Его предполагаемые размеры 9,5 * 4 км². На выполненных геоакустических профилях хорошо видно восточное крыло поднятия. Западное крыло фиксируется буровыми скважинами на берегу. Описанное поднятие на востоке осложнено еще одним небольшим поднятием. Его размеры 6x2 км, вытянуто оно с севера на юг и имеет небольшую амплитуду. Это Восточно-Дербентское поднятие. Южнее на глубинах 10 - 15 м располагается Восточно-Рукельское поднятие, размеры которого 1,5 * 5 км². Оно асимметрично, западный борт пологий, восточный - более крутой.

Вдоль всего побережья Придагестанской части Каспийского моря протягивается разлом, являющийся продолжением Дербентского разлома. Несколькими разломными нарушениями различных направлений разбиты складки Избербашская и Инчхе-море.

Предыдущими исследователями (Геодекян и др., 1973) в восточную приморскую линию Дагестана включалось поднятие Турали-море. Полученный нами материал свидетельствует о том, что в этом районе не наблюдается терраса по плиоценовым отложениям, которая послужила основанием для выделения поднятия Турали-море. Не наблюдается такая терраса и по сарматским отложениям. В связи с этим мы считаем, что хотя существование в этом районе поднятия в принципе возможно, однако для его выделения сейчас не имеется достаточно материалов. Вопрос о существовании поднятия Турали-море требует постановки в этом районе дополнительных работ.

В целом по верхнесарматским отложениям с юга на север в Терско-Сулакской впадине наблюдается ступенчатое погружение, это хорошо согласуется с погружением всех отложений в том же направлении на берегу (Куприн, 1959).

Ось Терско-Сулакской впадины смещена к востоку по верхнесарматским отложениям относительно оси по верхнемеловым отложениям на 40 км, что отражает миграцию в восточном направлении оси Терско-Каспийского прогиба. На востоке, так же как и на западе, верхне­сарматские отложения залегают в основном согласно с верхнемеловыми, хотя выделенные структурные формы и являются более сглаженными.

Центрально-Каспийская моноклиналь по этим отложениям характеризуется в плане ступенчатым сдвигом на широте Казахского залива. К северу от этого сдвига-ступени поверхность верхнесарматских отложений испытывает постепенное погружение от 200 до 1300 м, причем верхняя часть склона более крутая и совпадает с Восточно-Каспийской флексурой, а нижняя, более пологая, - с Центрально-Каспийской моноклиналью Среднего Каспия. Хорошо выделяемый по верхнемеловым отложениям Песчаномысско-Ракушечный свод по верхнесарматским отложениям выражен слабее.

К югу от Казахского залива верхнесарматские отложения образуют моноклиналь, ограниченную с запада Восточно-Каспийской флексурой. С юга Средний Каспий ограничен Апшеронским порогом, который является отражением в рельефе Апшероно-Прибалханской складчатой зоны. Он находится в области альпийского складчатого пояса в краевой части Южно-Кавказского прогиба, протягивающегося вдоль южного склона Большого Кавказа через Каспийское море по направлению к Западной Туркмении. Поверхность догерцинского складчатого пояса залегает здесь на глубинах 14-18 км (Шевченко и Резанов, 1970). По данным ГСЗ (Гагельганц и др., 1958), на акватории Апшеронского порога происходит увеличение мощности земной коры от 30 до 35-40 км и постепенное выклинивание гранитного слоя по направлению к Южно-Каспийской впадине, где земная кора состоит из базальтового и осадочного слоев, т.е. имеет субокеанический тип строения.

На акватории Апшеронского порога гравиразведкой выявлен линейный минимум умеренной интенсивности. Он протягивается вдоль северного побережья Апшеронского полуострова через Апшеронский архипелаг по направлению к п-ову Чепекен. На его фоне выделяются два локальных изометрических минимума. Один из них находится севернее Апшеронского полуострова, а другой - в восточной части Апшеронского архипелага. Линейный гравитационный минимум совпадает с зоной интенсивной складчатости осадочного чехла. Севернее его находится зона повышенных градиентов силы тяжести, соответствующая крайнему юго-восточному продолжению Терско-Каспийского прогиба.

Магнитное поле на акватории Апшеронского порога представлено аномалиями линейного типа. Эти аномалии образуют системы параллельно вытянутых полос, протягивающихся от западного до восточного побережья Каспия. Аномалии соответствуют сильно наклоненным и дислоцированным пластам большого распространения на глубину. В прибалханской части Апшеронского порога по направлению с юго-запада на северо-восток происходит увеличение значений магнитного поля с 50 до 400 гамм.

Сейсморазведочные работы подтвердили единство Апшеронской и Прибалханской складчатых зон по плиоценовому комплексу пород и позволили объединить их в складчатую зону субширотного простирания - Апшероно-Прибалханскую, занимающую акваторию Апшеронского порога (рис.21).

Западная часть Апшероно-Прибалханской складчатой зоны, занимающая территории Апшеронского полуострова и одноименного архипелага, является, по мнению Н.И. Андрусова, И. Губкина, М. Мирчинка, В. Хаина, В. Соловьева и других исследователей, юго-восточным погружением Большого Кавказа. Относительно Прибалханской складчатой зоны можно предположить, что она является северо-западным погружением Копетдага.

Рис. 21. Апшероно-Прибалханская зона поднятий

А - структурная схема по кровле плиоценовых отложений: 1 - изогипсы (в м); 2 - разломы; Б - схема мощности плиоценовых отложений (изопахиты в м)

На севере и северо-востоке Апшероно-Прибалханская складчатая зона по глубинному разлому, упомянутому выше, граничит с горными сооружениями Кубадага и Большого Балхана, которые, по мнению Б. Петрушевского, И. Резанова, А. Яншина и других исследователей, относятся к краевой части эпигерцинскои платформы. Южный борт Апшероно-Прибалханской зоны резко погружается к Южно-Каспийской впадине. Этому погружению соответствует резкое увеличение мощности неогеновых осадков и крутой континентальный склон.

Основываясь на последних сейсмических данных по Апшеронскому порогу, в пределах Апшеронского архипелага по плиоцен-четвертичным и, видимо, подстилающим отложениям можно выделить три зоны антиклинальных складок - северную, центральную и южную:

1. Камни Два Брата, банка Апшеронская, банка Андриевского, им. Шапировского, им. 40-летия Азербайджана, им. Абрамовича;
2. Камни Два Брата, банка Цюрупа, банка Дарвина, о.Артема-северное, Камни Григоренко, о.Жилой, им. Ази Асланова, Грязевая Сопка, Нефтяные Камни;
3. о.Артема-северное, о.Артема-южное, Гюргяны-море, Южное.

Северо-Апшеронская антиклинальная линия протягивается в направлении Кубадаг-Большебалханской мегантиклинали до центральной части Каспийского моря, где она примыкает к южной границе эпигерцинскои платформы и отделяет Северо-Апшеронский прогиб и Артемо-Келькорскую синклиналь. На степени дислоцированности складок сказывается близость эпигерцинскои платформы. Складки довольно пологие, углы наклона крыльев не превышают 10-15^о; разрывные нарушения имеют небольшую протяженность и амплитуду. По направлению к центральной части Апшеронского порога происходит постепенное погружение структур и увеличение мощности верхнеплиоценовых отложений.

Южный борт Северо-Апшеронекой антиклинальной зоны погружается к Артемо-Келькорской синклинали, объединяющей Дарвинскую, Приапшеронскую, Северо-Ливановскую, Северо-Губкинскую и Причелекенскую субширотные брахисинклинали. Артемо-Келькорская синклинальная зона имеет асимметричное строение: северный борт ее более пологий, оси синклиналей приближены к центральной антиклинальной зоне Апшеронского порога - Апшероно-Челекенской. Синклинали выполнены мощной (6000-7000 м) толщей неогеновых осадков.

Южнее Артемо-Келькорской синклинали находится Апшероно-Челекенская антиклинальная зона, включающая складки центральной антиклинальной линии Апшеронского архипелага и соединяющаяся с антиклинальными складками Челекенского полуострова через подводные поднятия и банки: им. 28 Апреля - им. Каверочкина - им. 26 Бакинских Комиссаров - Промежуточное - им. Ливанова - им. Баринова - им. Губкина - ЛАМ - им. Жданова - Причелекенское и Челекен-море. В западной и восточной частях Апшеронской зоны среднеплиоценовые отложения выходят на поверхность, а в центральной части залегают на глубинах порядка 1400 - 1600 м. Складки интенсивно дислоцированы, разбиты продольными и поперечными разломами, осложнены действующими и погребенными грязевыми вулканами; углы наклона крыльев возрастают с глубиной от 15 - 20 до 35 - 40 ^о. Следует отметить, что современный грязевой вулканизм более резко проявляется в Причелекенской зоне Апшеронского порога, что, вероятно, связано с большей тектонической активностью этой зоны, складки которой разбиты густой сеткой протяженных и крупноамплитудных разломов.

Видимо, не менее важным фактором является продолжающееся погружение восточной части порога в четвертичное время, что доказывается большими мощностями четвертичных отложений. Так, мощность четвертичных отложений на поднятии банки Ливанова составляет 900 м.

Южная антиклинальная линия отделена от складок Апшероно-Челекенской зоны неглубокой синклиналью. Слабодислоцированные складки этой линии погружаются в юго-восточном направлении к Южно-Каспийской впадине.

Сейсморазведкой MOB, картировочным и глубоким бурением в западной и восточной частях Апшеронского порога выявлены серии протяженных разломов субширотного простирания. На западе серия разломов протягивается через сводовые части структур Камни Григоренко, о.Жилой, Нефтяные Камни и Ази Асланова, а на востоке линия разломов продолжается вплоть до западной периклинали Ливановской антиклинали.

Таким образом, северная, платформенная часть Каспийского моря в структурно-тектоническом отношении является достаточно сложным образованием (см. рис. 22 - вкладку). Прежде всего, в ее пределах преимущественным развитием пользуются зоны с повышенной мощностью осадочного чехла, причем абсолютные значения мощности нормальноосадочных пород в пределах акватории в большинстве случаев превышают таковые на прилегающей суше. В первую очередь это относится к районам, прилегающим к Мангышлаку. В пределах восточной части Среднего Каспия предполагаемые мощности 7-9 км, видимо, можно объяснить присутствием в разрезе осадочного чехла значительной по мощности пачки пород слабометаморфизованных, близких к нормальноосадочным породам пермотриаса. Это доказывается результатами бурения, проведенного в последние годы в прибрежной части Степного Мангышлака и непосредственно в самом море. Так, на территории прогиба Казахского залива скв. Темирбаба-1 прошла по отложениям триаса около 1000 м и не вскрыла кристаллический фундамент. Указанное обстоятельство свидетельствует также и о том, что пермотриасовые отложения, видимо, слагают погруженные склоны Карабогазского сводового поднятия. Видимо, зоной значительных мощностей пермотриаса характеризуется и Западно-Мангышлакский прогиб. Это обстоятельство еще раз подтверждает неправомерность выделения Среднекаспийского свода и объединение его в единую структуру с Карабогазским сводом.

Сокращение мощности пермотриасовых отложений, видимо, должно происходить на Восточно-Предкавказском поднятии. Что же касается наличия пермотриаса в морской части Терско-Каспийского прогиба, то этот вопрос пока остается открытым.

Рассмотренный регион характеризуется также гетерогенностью фундамента. Несмотря на то, что по осадочному чехлу и, в частности; по мезо-кайнозою, можно говорить о наличии единой крупной линейно-вытянутой депрессии, наложенной на различные геоструктурные элементы, фундамент этой депрессии неоднороден и имеет в различных частях различный возраст консолидации.

В пределах морского продолжения Прикаспийской впадины вполне очевидно, что фундамент имеет докембрийский возраст консолидации, позднегерцинским временем датируется фундамент морского продолжения Горного Мангышлака, байкальским или каледонским возрастом - фундамент Карабогазского свода, видимо, раннегерцинским временем датируется Восточно-Предкавказское поднятие. Что касается Промыслово-Бузачинской зоны поднятий, то не исключена разновозрастность фундамента этого структурного элемента - раннепалеозойского на востоке и позднепалеозойского на западе. О раннепалеозойском возрасте Бузачинского свода свидетельствуют данные бурения на Каражанбасской структуре, в пределах которой вскрыты слабометаморфизованные породы пермотриаса.

Приведенные данные свидетельствуют о том, что рассмотренная часть Каспийской депрессии состоит из двух крупных впадин: Среднекаспийской и Северокаспийской, разделенных Промыслово-Бузачинской зо­ной поднятий, причем морской участок этой зоны является более погруженным по сравнению с наземным в связи с наложением на него Каспийского меридионального прогиба. Большую часть региона занимает Среднекаспийская депрессия, являющаяся крупным сложнопостроенным элементом.

При рассмотрении структуры Каспийского моря большое значение имеет вопрос о соотношении структурных элементов Закаспия и Восточного Предкавказья. Изложенные данные показывают, что только часть крупных структурных элементов можно проследить с востока на запад. Прежде всего, это относится к Промыслово-Бузачинской зоне поднятий в целом. Эта зона прослеживается с востока на запад как единый элемент. Однако его составные части протрассировать не удалось в связи с наличием крупного Астрахано-Эмбенского разлома. Не прослеживаются на западе дислокации Горного и Степного Мангышлака. Если первые ограничены на западе вышеупомянутым разломом, то вторые прослеживаются лишь до Восточно-Каспийской флексуры.

Не исключено, что связующим структурным элементом между Закаспием и Предкавказьем в Среднем Каспии является зона погребенных поднятий по краю эпигерцинской платформы, которая, возможно, соединяет в единую ветвь Кубадаг-Большебалханскую зону поднятий с погребенным Центрально-Предкавкаэским поднятием. Таким образом, структурные соотношения позволяют вернуться на современном этапе исследований к взглядам А.Л. Яншина, высказанным им в 1951 г., о существовании в Среднем Каспии у берегов Дагестана ветви погребен­ных герцинид (Яншин, 1951).

5. Перспективы нефтегазоносности

Материалы, рассмотренные в предыдущих главах, показывают, что в пределах исследованной части Каспийского моря существуют две крупные области прогибания, выделенные еще И. Бродом: Северо-Каспийская и Средне-Каспийская. Первая из этих областей связана с Прикаспийской впадиной, причем воды Северного Каспия покрывают южную краевую часть этой впадины. Средне-Каспийская область прогибания объединяет в себе несколько крупных впадин, таких, как Терско-Каспийский прогиб, Манычский прогиб, Мангышлакско-Устюртская система прогибов. Указанные прогибы являются как бы частями единой мезо-кайнозойской и Среднекаспийской области прогибания. Между Северо-Каспийской и средне-Каспийской областями прогибания расположена зона относительно небольшой мощности осадочного чехла - Промыслово-Бузачинская зона поднятий. Уже сам по себе факт существования столь крупных зон прогибания свидетельствует о высоких перспективах нефтеганозосности рассматриваемого региона в целом. Весьма существенным фактором, подкрепляющим столь оптимистическую оценку, является наличие по берегам Каспийского моря в пределах бортовых зон упомянутых впадин целого ряда промышленных месторождений нефти и газа. Вместе с тем нужно учитывать, что процесс нефтегазонакопления и образования промышленных скоплений нефти и газа является процессом многофакторным и что удачное сочетание наиболее благоприятных факторов наблюдается не во всех частях региона - различные зоны имеют разную степень перспективности.

По степени перспективности в пределах шельфа платформенной части Каспийского моря нами выделяются участки высокоперспективные, перспективные и малоперспективные. При оценке перспектив учитывались следующие данные: характер соотношения того или иного структурного элемента с известными нефтегазоносными структурами суши и моря, мощности осадочного чехла, наличие и отсутствие структурных и неструктурных форм (ловушек) благоприятных для скопления нефти и газа, возможные нефтегазоносные горизонты, их литология, наличие или отсутствие коллекторов и покрышек, известные нефтегазопроявления и, наконец, история геологического развития. По сути дела были рассмотрены все те параметры, которые принимаются во внимание при оценке перспектив нефтегазоносности закрытых и малоизученных территорий. При этом конечно, ведущая роль отводилась тектоническому фактору, который определяет развитие региона и создает основные предпосылки для формирования месторождений. К сожалению, в весьма ограниченном объеме мы использовали гидрогеологические данные, поскольку на море они практически отсутствуют. Ниже остановимся на рассмотрении перспектив нефтегазоносности шельфа северной части Каспийского моря по основным геоструктурным элементам: южной части Прикаспийской впадины, Терско-Каспийскому краевому прогибу, эпигерцинской платформе и Апшероно-Прибалханской зоне поднятий (см. рис. 23 - вкладку).

Южная часть Прикаспийской впадины. Самая северная часть Каспийского моря расположена в пределах южной части Прикаспийской впадины, перспективы нефтегазоносности всей площади которой оцениваются весьма высоко.

К геологическим особенностям строения Прикаспийской впадины относятся: огромная мощность осадков, представленных чередованием ртерригенно-карбонатных пород, содержащих хорошие коллекторы и покрышки; стабильный режим погружения в течение длительного времени; большое количество ловушек, а также выявленные нефтегазопроявления почти по всему разрезу и, наконец, наличие ряда месторождений - все это позволяет весьма высоко оценивать перспективы нефтегазоносности этого региона.

При оценке перспектив нефтегазоносности Прикаспийской впадины, в разрезе которой присутствует мощная соленосная толща нижнепермского возраста, являющаяся идеальной покрышкой, обычно отдельно оценивают перспективы надсолевых и подсолевых отложений. Несмотря на то, что подсолевой комплекс изучен хуже, большинство исследователей именно его рассматривают как наиболее перспективный в связи с благоприятными тектоническими условиями и большей мощностью подсолевых отложений.

Прикаспийская впадина - классическая область солянокупольной тектоники, где геофизическими методами выявлено около 300 структур и изучено глубоким разведочным бурением около 150 площадей.

В настоящее время установлена промышленная нефтегазоносность 43 структур. Основные нефтесодержащие горизонты имеют здесь возраст от пермотриаса до мела включительно, причем около 45 % нефти добы­вается из меловых отложений, около 38% из юрских и остальные из пермотриаса.

Нефтесодержащими породами Прикаспийской впадины являются в основном рыхлые пески, алевриты и слабо сцементированные песчаники. Пористость коллекторов достигает 25-32%, а средняя проницаемость 300-500 миллидарси.

Южная часть Прикаспийской впадины является наиболее перспективной, поскольку можно ожидать наличие всех 3^х нефтесодержащих толщ (пермотриас, юру и мел) надсолевого комплекса. Это в полной мере относится и к морской части Прикаспийской впадины. В настоящее время здесь известно около 25 куполов; некоторые из них находятся на продолжении месторождений суши.

По направлению к южной прибортовой части Прикаспийской впадины подсолевые отложения приближаются к поверхности и вполне могут быть достижимы при современной технике бурения. Это расширяет стратиграфический диапазон нефтегазоносности этого района. Однако структурный план этой части Северного Каспия изучен слабо. Малые глубины моря (первые несколько метров) препятствуют проведению здесь комплексных геофизических исследований, в частности постановки геоакустических работ. Поэтому целесообразна разработка специальной методики геофизических работ на мелководье. С другой стороны, незначительные глубины моря до некоторой степени упрощают постановку оснований под глубокое бурение. Однако, учитывая исключительную рыбохозяйственную ценность этого района Каспия вопрос освоения его с точки зрения нефтегазодобычи требует специального подхода и комплексного решения.

Рассмотрим далее перспективы нефтегазоносности шельфа северной части Каспийского моря, расположенного в пределах эпигерцинской платформы с севера на юг по основным структурным элементам (см. главу IV).

Промыслово-Бузачинская зона поднятий. Промыслово-Бузачинская зона поднятий характеризуется, прежде всего, относительно небольшой мощностью осадочного чехла. В пределах большей части этой зоны мощность осадочного чехла не превышает 1,5 - 2,0 км. Исключение составляет лишь район Укатненской депрессии, где мощность осадочного чехла составляет около 4 км.

Имеющиеся данные по суше не позволяют очень высоко оценивать рассматриваемую зону. Так, по данным наземных исследований в пределах п-ова Бузачи происходит значительное сокращение и выклинивание юрских отложений, кроме того, в пределах Бузачинского свода размыта часть верхнемеловых отложений, которые являются покрышкой для нижнемеловых отложений, содержащих нефть в районе Тюбеджика. Все это вместе взятое заставляет осторожно подойти к оценке перспектив нефтегазоносности морской части Бузачинского свода, несмотря на то, что на Каражанбасской структуре было открыто нефтяное месторождение. В силу относительно слабой изученности морского продолжения Бузачинского свода трудно сказать, как в его пределах будут вести себя выявленные нефтегазоносные комплексы. Возможно, что на некоторых участках здесь могут встретиться отдельные локальные складки с сох­ранившейся покрышкой верхнемелового возраста и соответственно с залежами нефти и газа. Аналогичное положение и с Северо-Кулалинской структурой, которая развивалась сходно с Бузачинским сводом и имеет с ним много общего.

Более перспективными являются локальные складки Укатненского прогиба и примыкающее непосредственно к краевой переходной зоне Русской платформы Северо-Каспийское поднятие.

Западная часть Промыслово-Бузачинской зоны поднятий связана со структурами Промыслово-Полдневского вала. Здесь есть небольшие газовые залежи, связанные с нижнемеловыми отложениями. Месторождения не приурочены к определенным локальным поднятиям, а связаны с отдельными тектоническими блоками, на которые разбита Промыслово-Цубукская зона, и, таким образом, здесь залежи являются тектоническиэкранированными. Считается, что сводовая часть сложного вала Карпинского характеризуется весьма интенсивными движениями восходящего потока пластовых вод из прилежащей с юга депрессионной области. В силу того, что складки сводовой зоны расположены выше болев южных структур, они обладают лучшими условиями для выделения углеводородов из раствора. Отсюда вытекает, что сводовая часть вала Карпинского малоперспективна. Это подтверждается также отрицательными результатами бурения на Полдневском валу, Новогеоргиевской, Михайловской и Бударинской структурах. Отсюда вытекает относительно невысокая перспективность и морской, восточной части сложного вала Карпинского. В частности, это относится и к Петровско-Зюдевской структуре и к восточ­ному ее продолжению.

Южный склон вала Карпинского. Здесь на суше промышленно нефтегазоносными являются два основных комплекса - терригенный комплекс юры и терригенный комплекс нижнего мела и сеномана. В целом здесь выявлены следующие нефтяные и газовые месторождения, расположенные в непосредственной близости от борта Каспийского моря: Каспийское, Улан-Хольское, Краснокамышанское, Восточно-Камышанское, Ермолинское и др. По простиранию эта зона продолжается в восточном направлении и на ее продолжении лежат поднятия Морское, Ракушечное и др. В целом южный склон вала Карпинского рассматривается как зона с благоприятными условиями для образования скоплений нефти и газа. Здесь наблюдаются породы с хорошими коллекторскими свойствами, а также хорошие глинистые покрышки, способствующие сохранению залежей. История геологического развития этого региона также благоприятствовала накоплению в его пределах промышленных количеств углеводородов. Палеогидрогеологическая обстановка способствовала охранности залежей, поскольку отсутствовал поток инфильтрационных вод окислительного характера. Все это позволяет оценивать перспективы нефтегазоносности данного района выше, чем осевой зоны вала.

Кизлярский поперечный прогиб. Такими же высокими перспективами обладает район, выделенный нами под названием Кизлярского поперечного прогиба. С запада, в сторону этого прогиба происходит погружение Прикумской зоны поднятий, в пределах которой известно большое количество крупных месторождений. Промышленно нефтегазоносными в пределах этих месторождений являются среднеюрские отложения, представленные песчано-алевролитовыми разновидностями, карбонатные отложения верхней юры, терригенно-карбонатные отложения нижнего мела, карбонатные породы верхнего мела, фораминиферовые отложения и в меньшей степени породы майкопского и среднемиоценового возрастов. По направлению к морю вместе с погружением пород и увеличением их мощности происходит также увеличение терригенных прослоев и, возможно, улучшение их коллекторских свойств. Если к этому добавить и то, что в пределах о. Тюлений давно известны выходы горючего газа из плиоцен-четвертичных отложений, большая мощность осадочного чехла в пределах поперечного Кизлярского прогиба, а также наличие по его периферии крупных поднятий (Астраханский рейд, банка Сигнал), то станет вполне понятно, что этот район весьма перспективен для поисков нефти и газа.

Мангышлакско-Устюртская система прогибов. Северо-восточная и восточная части Среднего Каспия примыкают к Мангышлакско-Южно-устюртской нефтегазоносной области, в пределах которой разрабаты­ваются такие крупные нефтегазовые месторождения, как Жетыбай и Узень, а также газовые и газоконденсатные месторождения типа Тенге и Тасбулат.

Платформенный чехол на суше сложен здесь толщей преимущественно терригенно-песчано-глинистых отложений мощностью 2000 - 4000 м. Основными нефтегазоносными комплексами являются здесь среднеюрские меловые отложения, а в последние годы промышленные фонтаны нефти и газа были получены из отложений триаса. Юрские отложения на Мангышлаке представлены терригенной толщей, в которой большая часть запасов углеводородов связана с отложениями батского яруса. Меловые отложения представлены здесь также терригенной толщей, но вверх по разрезу они сменяются терригенно-карбонатной. С меловыми отложениями связаны залежи нефти на месторождениях Тюбеджик и Дунга и залежи газа на Узеньском и Консуйском месторождениях.

На запад в сторону моря происходит увеличение мощности мезокайнозойских отложений и общее погружение их. В море можно также ожидать улучшение коллекторских свойств этих отложений с учетом того, что сходные горизонты являются нефтегазоносными и на западе, в пределах Скифской плиты, и что они выражены в тех же терригенных фациях. Кроме того, как отмечено выше, севернее, в пределах Бузачинского свода в последние годы доказана промышленная нефтегазоносность меловых отложений.

Все вышеизложенное позволяет при наличии благоприятных структур достаточно высоко оценивать перспективы нефтегазоносности Примангышлакско-Устюртского шельфа Среднего Каспия.

Как уже отмечалось, структурные элементы на шельфе этого района являются продолжением структур суши, к которым относятся: Южно-Бузачинский прогиб, Тюб-Караганский вал, Чакыраганский прогиб, Беке-Башкудукский вал, Сегендыкский прогиб, Песчаномысско-Ракушечное сводовое поднятие, прогиб Казахского залива.

Морское продолжение Тюб-Караганского вала, расположенное к югу от Бузачинского поднятия, погружается в западном направлении. Ранее считалось, что это единое поднятие, которое на расстоянии около 80 км от берега расплывается на фоне общего моноклинального погружения. В настоящее время по данным геоакустического профилирования здесь выделяются 3 локальных поднятия - Кусайникское, Баутинское и Аташское. Кроме них на северном склоне Тюб-Караганского вала выявлены, также по данным геоакустического профилирования, еще 2 поднятия - Кочакское и Жигалган-море. Эта погруженная часть Тюб-Караганского вала представляет значительный интерес с точки зрения нефтегазоносности. В сторону Баутинской и Аташской антиклинальных структур с суши от Кусайникского поднятия происходит погружение кровли меловых отложений. На суше, в пределах Тюб-Караганского вала, к поднятию Тюбеджик приурочена полуразрушенная залежь окисленной нефти в нижнемеловых отложениях. Многочисленные нефтепроявления зафиксированы и на Кусайникской складке, половина которой расположена в море. Для Тюбеджикского и Кусайникского локальных поднятий характерен размыв в сводовых частях верхнемеловых и палеогеновых отложений, в которых нет хороших покрышек и вследствие этого здесь не было благоприятных условий для сохранения залежей нефти и газа. Баутинская и Аташская брахиантиклинали находятся в более благоприятных условиях. Судя по результатам геоакустического профилирования, в их пределах верхнемеловые отложения не размыты и в сводовой части перекрываются толщей палеогеновых отложений мощностью до 400 м, на которые с размывом ложатся неоген-четвертичные образования. Это дает основание считать, что нижнемеловые коллекторские толщи могут быть здесь нефтеносными. По направлению на север к морю со стороны п-ова Тюб-Караган происходит погружение кровли юрских и пермотриасовых отложений, причем не исключено, что мощности юрских пород в этом направлении также растут, т.е. картина в принципе не должна отличаться оттого, что мы имеет на юге.

Указанное обстоятельство позволяет полагать, что в юрских, а возможно и триасовых, образованиях этой зоны могут существовать благоприятные условия для образования залежей. Глубины моря в пределах этой зоны вполне доступны для освоения при современной технике бурения. Поэтому здесь можно рекомендовать заложение поисковых скважин после проведения детальных геоакустических работ.

Южнее на фоне моноклинали прослеживается продолжение в море Беке-Башкудукского вала и Чакырганского прогиба. На суше в пределах Беке-Башкудукского вала в настоящее время открыты два месторождения, расположенные недалеко от берега: Эспелисайское и Дунгинское. Весьма перспективна и намечающаяся Сауринская структура, половина которой находится в море. На морском продолжении Беке-Башкудук­ского вала, погружающегося в западном направлении, выделяются два поднятия - Аралда-море, оконтуренное по подошве меловых отложений, и Южно-Караганское, которое фиксируется в виде структурной террасы по кровле мела. Структура Аралда-море представляет собой пологую антиклинальную складку СВ-ЮЗ простирания. По подошве неокома (изолиния 2200 м) размеры ее 7 * 3 км², амплитуда 100 - 200 м, северо-восточное крыло более полого, чем юго-западное. По юрским отложениям (аален) структура имеет значительно большие размеры - 19 * 5 км² с амплитудой примерно 200 м. Она оконтуривается 2^мя изолиниями - 2900 и 3000 м. Наличие заведомо нефтегазоносной мощной осадочной толщи и благоприятной структуры при незначительной (20 - 30 м) глуби­не моря выдвигает площадь Аралда-море как один из первоочередных объектов для постановки поисково-разведочного бурения.

Западное продолжение Беке-Башкудукского вала и его связь с погруженным южным крылом Тюб-Караганского вала изучены недостаточно; при постановке детальных геолого-геофизических работ вероятность выявления здесь антиклинальных структур весьма высока.

Морское продолжение расположенного южнее Сегендыкского прогиба также изучено пока недостаточно. Но при наличии здесь локальных поднятий эта зона может рассматриваться как перспективная, поскольку морская часть прогиба характеризуется значительными мощностями мезо-кайнозойских отложений (глубина залегания подошвы неокома составляет 2000-2200 м), что является благоприятным фактором для образования залежей нефти и газа.

В пределах Песчаномысско-Ракушечного свода выделен ряд локальных структур, связанных с разломом, осложняющим ее южный борт. Это Ракушечное-море величиной 29 х 15 км по IV отражающему горизонту в юре, амплитудой 500 м; Западно-Ракушечное (14 * 10 км²), амплитудой 220 м; Восточно-Ракушечное (8 * 6 км²), амплитудой 400 м; Южно-Песчаная и Киндырли-море. Амплитуда их по подошве неокома составляет от 100 до 300 м. Причем в пределах этой зоны в море структуры выражены четче, чем на прилегающих участках суши. Кроме того, по аналогии с Жетыбай-Узеньской тектонической зоной здесь в сторону моря можно ожидать улучшение коллекторских свойств терригенных юрско-меловых отложений - основного нефтегазоносного комплекса Мангышлака. На суше при бурении скважин в наиболее приподнятой части свода на структурах Жага и Оймаши были получены притоки нефти и газа из юрских и меловых отложений. Нефтегазопроявления отмечены и в разрезе скважин на Северо-Ракушечном поднятии на берегу. Совсем недавно здесь были получены фонтаны нефти и газа из отложений триасового возраста. Кроме того, непосредственно на суше, на структурах группы Аксу-Киндерли в последние годы были открыты газовые месторождения. Все это позволяет весьма высоко оценивать перспективы нефтегазоносности Песчаномысско-Ракушечной зоны и рассматривать выделенные в пределах этой зоны структуры как первоочередные объекты для постановки поисково-разведочного бурения. Наибольший интерес в этой зоне представляет поднятие. Ракушечное-море, где можно встретить крупные скопления углеводородов. Пробуренные к настоящему времени на этом поднятии структурные скважины подтвердили данные сейсморазведки о более высоком залегании триасовых, юрских и меловых отложений и о сокращении мощностей мезокайнозоя по сравнению с его мощностью на Северо-Ракушечном поднятии, в пределах которого были обнаружены залежи нефти в триасовых отложениях. Несмотря на то, что положительных результатов пока не получено, тем не менее, данные бурения подтверждают вывод, сделанный геофизиками, что поднятие Ракушечное-море является высокоамплитудной структурой, весьма благоприятной для формирования крупных скоплений углеводородов. В целом же следует сказать, что исследования, проведенные в последние годы, подтверждают сделанные нами ранее выводы о высоких перспективах Песчаномысско-Ракушечной зоны поднятий (Соловьев и др, 1962; Соловьев, Юнов, Лебедев, 1969).

Прогиб Казахского залива. К югу от Песчаномысско-Ракушечного свода возможно обнаружение скоплений нефти и газа на северном борту синклинали Казахского залива, где можно ожидать наличие тектонически-экранированных залежей на участках, прилегающих к разлому, ограничивающему Песчаномысско-Ракушечный свод с юга. Не исключено также существование локальных структур в пределах синклинали Казахского залива, хотя по имеющимся материалам по кровле меловых отложений они не проявляются. Наиболее перспективными участками синклинали Казахского залива являются участки, тяготеющие к северо-западному погружению Карабогазского свода. По данным электроразведки и материалам геоакустического профилирования на запад-северо-запад от м. Бекдаш происходит постепенное погружение фундамента до глубин свыше 3 км.

Большая мощность осадочного чехла (свыше 3 км) безусловно благоприятный фактор для образования залежей. Следует также отметить, что в связи с общим сокращением мощности мезозойских пород по направлению к наиболее приподнятой части свода можно встретить выклинивающиеся песчаные пласты; таким образом, здесь существуют благоприятные условия для образования стратиграфических экранированных залежей в юрских и меловых отложениях. А, как известно, разрез юрских и меловых отложений этого района нефтегазоносен, о чем свидетельствуют нефтегазопроявления в структурных скважинах, пробуренных на северной и южной карабогазских косах, т.е. в наименее благоприятных условиях в присводовой части структуры, где мощность осадочной толщи минимальная. Благоприятным фактором являются также и газовые фонтаны в районе Аксу-Киндерли. Поэтому если рассматривать в качестве районов, генерирующих углеводороды, наиболее прогнутые части прогиба Казахского залива, то вполне понятно, что ловушки на eго бортах могут содержать скопления нефти и газа.

Все вышеизложенное позволяет относительно высоко оценивать перспективы нефтегазоносности синклинали Казахского залива.

Прикарабогазье. В пределах южной части восточного шельфа Среднего Каспия расположено западное крыло Карабогазского свода. Карабогазский свод является одним из крупных структурных элементов эпигерцинской платформы на востоке Каспийского моря и характеризуется приподнятым залеганием палеозойского фундамента.

При бурении на суше на площадях Омчалы, Алжигир и Кошба в разрезе апт-альбских и датских отложений были отмечены нефтегазопроявления, однако промышленных скоплений углеводородов не было обнаружено. Отмечались также газопроявления из палеогеновых отложений.

Все предыдущие исследователи весьма низко оценивали перспективы нефтегазоносности этого участка шельфа Среднего Каспия, хотя и отмечали некоторое увеличение мощности осадочной толщи в сторону моря.

Однако выявление на этом участке с помощью геоакустического профилирования крупной пологой структуры по кровле верхнемеловых отложений - Западно-Каршинского поднятия размером 55 * 40 км² с амплитудой около 100 м - позволяет утверждать, что не исключено открытие на Западно-Каршинском поднятии промышленного газового или газоконденсатного месторождения.

Терско-Каспийский краевой прогиб. Терско-Каспийский круговой прогиб, как мы уже указывали, состоит из двух впадин - Терско-Сулакской и Северо-Апшеронской, каждая из которых характеризуется своеобразными нефтегеологическими условиями.

Терско-Сулакская впадина. Различные части Терско-Сулакской впадины имеют разные перспективы нефтегазоносности. Здесь можно выделить западный борт, связанный с Предгорным Дагестаном, осевую зону и вос­точный борт впадины, переходящий в Центрально-Каспийскую моноклиналь. В пределах третичного Дагестана известны промышленные скопления нефти и газа, приуроченные к нижнемеловым, эоценовым, олигоценовым и миоценовым отложениям. В нижнемеловых отложениях промышленные скопления нефти и газа связаны с терригенной толщей апта и баррема - на площадях Берикей, Дузлак, Даг-Огни, Хошмензил. В верхнемеловых же отложениях нефтегазоносность связана с карбонатной толщей трещиноватых известняков и мергелей - на месторождениях Селли, Гаша, Ачису.

Полиоцен-эоценовые (фораминиферовые) нефтегазоносные отложения разрабатываются на месторождениях Селли, Берикей, Дузлак, Даг-Огни. Нефтегазопроявления отмечаются также и в майкопских отложениях. В разрезе миоценовых отложений нефтегазоносность приурочена к чокракскому горизонту. Этот региональный нефтегазоносный горизонт долгое время был единственным объектом разработки в Предгорном Дагестане.

Чокракский горизонт разрабатывался в месторождениях Махачкала, Тернаир, Ачису, Избербаш. В настоящее время эти месторождения в значительной степени истощены.

Таким образом, вдоль западного борта Терско-Сулакской впадины известны промышленные скопления нефти и газа, охватывающие широкий стратиграфический диапазон разреза.

Как указывалось нами выше, в море в непосредственной близости от известных на суше месторождений нефти и газа была выявлена морская погруженная антиклинальная зона, следующая параллельно установленным на суше Восточной и Западной антиклинальным зонам. Помимо выявленных ранее поднятий Избербаш и Инчхе-море в эту зону входят поднятия Ачису-море, Берикей-море, Дузлак-море и Дербент-море. Характерной особенностью этой вновь выявленной морской антиклинальной линии является то, что по отношению к складкам Восточной зоны она является более погруженной. Кроме того, выявленные складки росли на фоне общего погружения Терско-Каспийского краевого прогиба. Это обусловило ряд их особенностей. В частности, возрастание в восточном направлении мощностей миоценовых отложений, соответственно более полный разрез пород этого возраста на шельфе по сравнению с прибрежной полосой суши и, следовательно, лучшая сохранность предполагаемых залежей нефти и газа. С другой стороны, структурные формы, к которым могут быть приурочены залежи, выражены хуже в море, чем на суше. Вы­явленные складки в море обычно имеют либо очень слабо выраженное падение на запад (в сторону суши) или не имеют этого падения вовсе, представляя собой структурные террасы или носы. Складки морской антиклинальной зоны, видимо, менее нарушены, по крайней мере, по верхним горизонтам. Этот факт является благоприятным для сохранения залежей. Таковы общие черты рассматриваемого района, показывающие в общем благоприятную обстановку образования и сохранения здесь залежей нефти и газа. Перейдем к оценке конкретных структур.

Поднятие Ачису-море. Как было уже сказано, эта складка представляет собой по верхнесарматским отложениям структурный нос. Однако намечаемый на суше по отложениям мела подъем в сторону моря дает основание считать, что-по отложениям, подстилающим сарматские, в том числе и по мезозойским, здесь мы можем допустить существование замкнутого поднятия. Какие же на данном участке поднятия являются перспективными в отношении нефтегазовых скоплений? Ближайшее к данному поднятию месторождение Ачису характеризуется наличием залежей нефти и в свите Г чокракского горизонта. Для данного месторождения характерно, что вышележащие горизонты чокрака, в частности песчаные свиты Б и В, которые нефтеносны на соседних месторождениях Избербаш и Махачкала, выведены на поверхности и размыты. Данный факт, а также относительно небольшие размеры складки обусловили и небольшие запасы месторождения Ачису. Что же касается поднятия Ачису-море, то оно имеет несколько большие размеры, а также, что значительно важнее, более полный разрез миоцена, мощности которого должны быть больше, чем на суше, поскольку рассматриваемое поднятие находилось ближе к осевой зоне прогиба, активно развивающегося в это время. Не исключена возможность обнаружить на этом поднятии промышленные скопления нефти и газа в мезозойских отложениях в связи с промышленной их нефтегазоносностью на Махачкалинской складке. Поэтому есть все основания ожидать, что в результате разведочных работ в пределах Ачису-море может быть открыто крупное многопластовое нефтегазовое месторождение. Для этой цели на поднятии Ачису-море в наиболее приподнятой части необходимо пробурить на первой стадии разведочных работ три структурно-поисковые скважины с задачей пройти весь разрез миоцена и выявить структуру по отложениям нижнего миоцена, а возможно, и более древним.

Поднятие Берикей-море. Представляет собой резко асимметричную сундучной формы складку, у которой очень четко выражены по сарматским отложениям восточный борт и плоская сводовая часть; западное крыло редуцировано, хотя слабый наклон на запад наблюдается на небольшом участке. Как указывалось выше, такая асимметрия вполне объяснима, если учесть, что складка сундучной формы развивается на фоне наклонной на восток моноклинали. Складка Берикей-море расположена в непосредственной близости от двух месторождений нефти и газа, где известны промышленные залежи: Берикей и Каякент. Для оценки перспектив нефтегазоносности рассматриваемого поднятия необходимо вкратце остановиться на условиях нефтегазоносности указанных месторождений.

Месторождение Каякент расположено к северо-западу от складки Берикей-море. Это одно из старейших месторождений в Дагестане. Основным нефтегазоносным горизонтом, так же как и в более северных районах, является чокракский горизонт. Из песчаников свиты Б, выходящих на поверхность, раньше велась добыча нефти колодезным способом. Однако основные нефтегазоносные горизонты приурочены к спириалисовым слоям чокракского горизонта. Эти слои представлены чередованием песчаников и глин. Для них характерно присутствие неправильных линзообразных прослоев песчаников и песков, к которым приурочены залежи нефти и газа. В силу размытости части месторождения, а также относительно не очень хороших коллекторских свойств спиралисовых слоев запасы месторождения оказались небольшими, период его промышленной эксплуатации продолжался всего 6 лет, с 1935 по 1941 г.

К западу от складки Берикей-море расположено месторождение Берикей. Вблизи сводовой части этого месторождения выходы нефти известны в отложениях чокракского горизонта, где еще в прошлом веке велась промышленная добыча нефти. Чокракский горизонт имеет на этом месторождении мощность 500-700 м и представлен чередованием глин и песчаников. Промышленные залежи нефти на этом месторождении известны также в отложениях палеогена - фораминиферовой свите и хадумском горизонте. Дебиты скважин из этих отложений составляли от 48 до 80 т/сут. Эти залежи связаны с трещиноватыми кавернозными мергелями. И, наконец, залежь нефти известна на Берикейском месторождении в отложениях мела, где она связана с алевролитами аптского яруса. В целом же литологические условия мезозойских отложений на месторождении Берикей довольно благоприятны, т.е. здесь имеются хорошие глинистые покрышки и удовлетворительные коллекторы. Таким образом, краткое рассмотрение данных по нефтегазоносности участков суши, прилегающих к поднятию Берикей-море, показывает, что на суше в этом районе стратиграфический диапазон нефтегазоносности охватывает значительную часть разреза от мезозоя до неогена включительно, причем один из основных нефтегазоносных объектов более северных регионов - чокракский горизонт выведен на поверхность и залежи в нем разрушены. Следует высоко оценить перспективы поднятия Берикей-море. Прежде всего, есть все основания считать, что в пределах этого поднятия мы имеем почти непрерывный разрез отложений от мезозоя до современных, а для неогеновых отложений в восточном направлении должны расти мощности пород. Это обусловлено тем фактом, что в это время наряду с общим воздыманием Кавказа продолжалось формирование Терско-Сулакской впадины в пределах осевой зоны, в которой продолжалось активное осадконакопление. Поэтому можно ожидать улучшение коллекторских свойств чокракских отло­жений в восточном направлении. Таким образом, явно лучшая сохранность чокракских отложений, более полный разрез мезокайнозоя по сравнению с месторождениями суши, значительный стратиграфический диапазон возможной нефтегазоносности, а также благоприятная структурная форма - все это вместе взятое позволяет высоко оценивать перспективы поднятия Берикей-море и рекомендовать его для разведки, в процессе которой необходимо уточнить контуры поднятия, выяснить его стратиграфический разрез, а также установить нефтегазосодержащие толщи. Поднятие Берикей-море находится на вполне доступных для освоения современными техническими средствами глубинах моря - 20-30 м.

Расположенное южнее вышеописанного поднятия - поднятие Дузлак-море в геологическом отношении тесно связано с нефтегазовым месторождением Дузлак и газовым Дагестанские Огни. Здесь газовые залежи связаны с фораминиферовой свитой и хадумским горизонтом, а нефтяные (на месторождении Дузлак) с алевролитами аптского яруса мела. Указан­ные горизонты на поднятии Дузлак-море должны находиться в более благоприятных структурных условиях, так как они более погружены, а залежи в них должны лучше сохраниться. Однако не исключено, что в пределах описываемой складки сокращена мощность неогеновых отложений, что, естественно, снижает перспективность этой части разреза. Тем не менее, поднятие Дузлак-море имеет достаточно большие размеры, оно расположено на доступной для освоения глубине и может быть рекомендовано для проведения разведочных работ. Это же касается и расположенного южнее поднятия Дербент-море, размеры которого также очень крупные.

В настоящее время промышленная нефтёгазоносность складок морской антиклинальной зоны доказана на поднятии Инчхе-море, где из чокракских отложений получены фонтаны нефти и газа. Видимо, на Инчхе-море в чокракских отложениях имеется нефтяная залежь с газовой шапкой.

В целом складки морской антиклинальной зоны Дагестана должны содержать более крупные залежи, чем складки Восточной антиклинальной зоны. Во - 1^х, они должны иметь лучшую сохранность и больший стратиграфический диапазон нефтегазоносности, а во- 2^х, лучшие условия накопления углеводородов. Дело в том, что, видимо, для третичных складок Дагестана источником поступления углеводородов должны были служить наиболее погруженные участки Терско-Сулакской впадины. Поэтому складки морской зоны должны были уловить основное количество углеводородов, которые поступали вверх по восстанию пластов из зоны нефтегазообразования. Кроме залежей структурного типа, связанных со структурными ловушками, в пределах прибрежной зоны Дагестана можно ожидать наличие тектонически экранированных залежей в неогеновых отложениях. Как было указано выше, вдоль побережья Дагестана проходит крупное разрывное нарушение - северное продолжение главного Дербентского разлома. Видимо, в полосе, связанной с этим разломом, и следует искать тектонически экранированные залежи. В 1^ю очередь нам представляются, что для этой цели надо разведать зону, прилегающую с морской стороны к поднятиям Избербаш - Инчхе-море.

Что касается участка шельфа, расположенного восточнее прибрежной полосы Дагестана и уже относящегося к погруженным осевым частям Терско-Сулакской впадины, то перспективность этого участка ниже, чем прибрежной зоны. Это обусловлено в 1^ю очередь отсутствием здесь антиклинальных ловушек. Проведенное нами профилирование не показало здесь наличия антиклинальных складок. Возможно, они будут установлены при проведении более детальных работ. Другим малоблагоприятным фактором, видимо, является глубокое залегание перспективных горизонтов. Толща пород, залегающих над верхнесарматскими отложениями в наиболее погруженных частях Терско-Сулакской впадины, превышает 2 км. Если учесть рост в восточном направлении мощностей всего неогенового комплекса, то чокракские отложения можно встретить в этих районах на глубинах более 3 км. Не исключено, что здесь они могут ока­заться в глинистой фации и обладать худшими коллекторскими свойствами.

На наш взгляд, более перспективен по сравнению с осевой зоной восточный борт Терско-Сулакской впадины в районе погребенного Восточно-Предкавказского поднятия фундамента. Данных о строении этой зоны мало, но можно полагать, что условия нефтеносности здесь могут быть близкими к условиям Прикумской зоны поднятий.

Северо-Апшеронский прогиб. На суше в Прикаспийско-Кубинской нефтегазоносной области, примыкающей с запада и юго-запада к Северо-Апшеронскому прогибу, промышленные скопления нефти и газа установлены в отложениях нижнего и верхнего мела, палеоцена, эоцена и миоцена в пределах третичной моноклинали и на отдельных структурах в юго-восточной части области.

Нижнемеловые отложения здесь представлены толщей переслаивающихся известняков, мергелей, глин и песчаников мощностью 3200 - 3800 м. На площади Бегимдаг-Тегчай из отложений аптского яруса был выброс нефти и газа с дебитом 1,5 т/сутки (скв 4). Нефгазопроявления отмечались и в готерив-валанжинских отложениях. Так, в скв 3 с интервала 1929 - 1832 м наблюдался выброс газа с конденсатом с дебитом 11500 м³/сутки, а с интервала 1812 - 1780 м - газа, конденсата и воды - газа 68000 м³/сутки, конденсата 13 м³/сутки.

Промышленный приток нефти получен из нижнемеловых отложений на Советабадской площади. Нефтегазопроявления прослеживаются здесь и по верхнемеловым отложениям, представленным в основном глинами с прослоями известняков, песчаников и мергелей. На Советабадской площади наблюдались выбросы газа из сантонских и кампанских отложений. Из сеноманских отложений был отмечен сильный выброс газа на Бегимдаг-Тегчайской площади.

В пределах третичной моноклинали установлена нефтегазоносность песчанистых и алевритовых прослоев верхнемеловой толщи.

Промышленные притоки нефти (с дебитом 5 - 10 т/сутки) были получены из песчано-алевритовой толщи палеоцена и эоцена (коунская свита). Нижнемайкопская терригенная толща также нефтегазоносна и находится в промышленной разработке.

Верхнемайкопские отложения промышленных скоплений нефти и газа не содержат. Чокракский, караганский и конский горизонты представлены чередованием глин с прослоями мергелей, доломитов и песков. С прослоями песчаников чокракских и караганских горизонтов связаны скопления нефти и газа.

Анализ разрезов Прикаспийско-Кубинской нефтегазоносной области показывает, что условия нефтегазоносности мезозойских отложений заметно улучшаются на восток в сторону моря. Поэтому при наличии благоприятных структурных условий в них можно ожидать скопления нефти и газа. Однако в осевой зоне Северо-Апшеронской впадины мезо­зойские отложения залегают на значительной глубине - около 5 км. Это затрудняет их освоение. Не исключено, что в море залежи могут быть встречены также и в вышележащих неоген-палеогеновых отложениях. Косвенным доказательством этого могут служить значительные газопроявления в новейших отложениях рассматриваемого района. Так, при отборе колонок четвертичных осадков было установлено, что на шельфе и материковом склоне осадки характеризуются насыщенностью газом. Газопроявления отмечаются на значительной площади дна. Газ создает в осадках весьма характерную пузырчатую текстуру.

Данные анализов, проведенных В. Неверовой, показывают, что по составу это углеводородные газы, состоящие главным образом из метана (табл. 2). В очень редких случаях отмечаются небольшая примесь тяжелых углеводородов и присутствие аргона (обр. 324).

В прибрежной части Северо-Апшеронского района на глубинах до 30 м отмечаются газопроявления при бурении структурно-поисковых скважин. Газопроявления настолько значительны, что в ряде случаев происходит выброс бурового инструмента. Это свидетельствует о том, что в более древних отложениях, подстилающих новокаспийские, находятся значительные скопления газа. Сейчас трудно говорить о его генезисе, но наличие тяжелых углеводородов, а также присутствие аргона, видимо, свидетельствуют о том, что этот газ частично может быть глубинного происхождения, и связан с дизъюнктивными нарушениями. Таким образом, наличие углеводородного газа в осадках является дополнительным фактом, свидетельствующим о высокой перспективности указанного района в отношении нефтегазоносности. В. целом Северо-Апшеронская впадина может рассматриваться в качестве перспективного района, хотя перспективы его ниже, чем шельфа Дагестанского района.

Апшероно-Прибалханская зона поднятий. Это наиболее перспективный участок Каспийского моря. Хотя этот район и не относится к платформенной зоне, но его уникальная нефтегазоносность и тесная пространственная взаимосвязь с краевой зоной эпигерцинской платформы требуют рассмотрения в данной работе.

Основным нефтегазосодержащим комплексом здесь являются средне-плиоценовые отложения - продуктивная толща на западе и красноцветная - на востоке. Отложения продуктивной и красноцветной толщ представлены чередованием пластов-коллекторов песчаников и алевролитов и глинистых покрышек. Повсеместно нефтегазоносны отложения нижнего отдела продуктивной и красноцветной толщ, однако на месторождениях Нефтяные Камни и Южное получены промышленные притоки нефти и конденсата из балаханской, сабунчинской и сураханской свит верхнего отдела продуктивной толщи. Из отложений, подстилающих средний плио­цен, также получены притоки нефти и газоконденсата на месторождениях банка Жданова и Челекен-море.

В пределах антиклинальной линии Камни Два Брата - Нефтяные Камни, в направлении погружения структур происходит уменьшение удельных весов нефтей и соответственно уменьшение смолистости и увеличение содержания легких фракций.

Подобная тенденция изменения свойств нефтей на месторождениях Апшеронского архипелага позволяет считать основной зоной нефтегазообразования обширную Южно-Каспийскую впадину, заполненную мощной (10-12 км) толщей палеоген-неогеновых осадков. Миграция углеводородов, по-видимому, происходила из центральных частей к периферийным. Со всех сторон впадина обрамлена многочисленными нефтегазоносными месторождениями: на северо-востоке и севере находятся месторождения Апшеронского полуострова и Апшеронского архипелага; на западе - месторождения Бакинского архипелага и Куринской впадины; на юге - месторождения Предэльбурсской впадины Северного Ирана; на востоке и северо-востоке - месторождения Западно-Туркменской впадины и п-ова Челекен.

Таким образом, следует считать высокоперспективными локальные поднятия Апшероно-Прибалханской складчатой зоны, которые находятся на северном борту Южно-Каспийской впадины. Высокую перспективность этого района подтвердили открытия месторождений банок Жданова и ЛАМ, а также промышленные притоки газа и конденсата на поднятиях Губкина и Ливанова.

Нефти месторождений Причелекенской зоны, в отличие от месторождений Апшеронского архипелага, содержат значительное количество парафина, более легкие и менее смолистые. Газоконденсатные залежи в пределах Апшеронского архипелага встречены только на месторождении Южное, тогда как на месторождениях банка ЛАМ, Ждановском и Челекенском газовые и газоконденсатные залежи имеют преобладающее значение. Это говорит о том, что в центральной части Апшеронского порога следует ожидать открытия не чисто нефтяных, а нефтегазоконденсатных месторождений.

Все месторождения Апшеронского порога многопластовые. В разрезе каждого из них можно выделить два типа залежей - структурные и литологические.

Все залежи структурного типа приурочены к антиклинальным структурам, часто осложненным грязевым вулканизмом и многочисленными разрывными нарушениями. В числе залежей структурного типа имеются сводовые, висячие, тектонически-экранированные, блоковые и приконтактные. Среди залежей литологического типа можно выделить литологически экранированные и литологически ограниченные залежи, приуроченные к участкам выклинивания пласта-коллектора или к замкнутым линзам коллекторов.

На уже открытых месторождениях Апшеронского порога следует усилить поиски новых залежей литологического типа. Литологические залежи могут быть также выявлены на восточном периклинальном окончании складок о. Артема и банки Дарвина, где происходит выклинивание песча­ных пластов калинской свиты. На новых площадях основное внимание необходимо уделить поискам залежей структурного типа.

С большинством локальных поднятий Апшероно-Прибалханской складчатой зоны связаны значительные перспективы нефтегазоносности. Однако наиболее перспективными являются поднятия центральной части Апшеронского порога - им. 28 Апреля, им. Каверочкина, им. 26 Бакинских Комиссаров, Промежуточное, группа поднятий Ливанова, Губкина и др. Эти поднятия находятся в непосредственной близости от северного борта Южно-Каспийской впадины - крупной зоны нефтегазообразования. Первые три из них тесно связаны в геологическом отношении с месторождениями о. Артема, Нефтяные Камни и др, где размыта часть горизонтов продуктивной толщи. В силу того, что складки им. 28 Апреля, Каверочкина, 26 Бакинских Комиссаров более погружены, в них можно ожидать полный разрез среднего плиоцена и, следовательно, значительно большие запасы углевородоров.

Мощность регионально нефтегазоносных среднеплиоценовых отложений закономерно увеличивается к центральным частям Апшеронского порога и достигает 2500 - 2600 м. Возможно также обнаружение залежей нефти и газа в нижнеплиоценовых и палеогеновых отложениях, которые промышленно нефтегазоносны на Челекенской площади.

Другим высокоперспективным участком Апшеронского порога являются антиклинальные поднятия Северо-Апшеронской антиклинальной линии. Здесь основные перспективы нефтегазоносности тоже связаны с отложениями продуктивной толщи. Следует также указать на определенные перспективы палеогеновых и верхнемеловых отложений, которые в пределах банки Апшеронской и поднятия Андриевского вскрыты скважинами на глубинах 900 - 1500 м.

В настоящее время глубокое разведочное бурение проводится на поднятиях Ливанова, Губкина, Баринова. В дальнейшем, когда будут разработаны плавучие буровые установки для бурения при глубинах моря 100-200 м, следует ожидать открытия новых нефтяных и газовых месторождений на поднятиях центральной части Апшеронского порога.

Таблица 2

Состав газов в новокаспийских отложениях Среднего Каспия (в см³)

№ обр.	Глубина моря, м	Расстояние от верха колонки, см	СН4	Н2	Кислые газы	Углеводороды от С2Н6 до С6Н14	Примечание
1	2	3	4	5	6	7	8
362	276	1019-1039	5,5344	Нет	147	Нет
344	65	34-164	9,6338	Следы	45	Нет
345	104	253-280	21,3950	Нет	55	Нет
347	360	202-232	17,8980	Нет	28	Нет
366	240	405-430	21,6922	0,0165	165	Нет
368	170	261-291	10,7930	0,0181	Не опр.	Нет	Во время первой откачки банка лопнула. Присутствует N2 сверх воздушного
368	170	639-669	2,4820	0,0116	Нет	Нет
371	30	472-500	48,2850	Нет	140	Нет
372	573	309-334	9,568	0,0196	34	Нет
372	573	762-792	10,7338	Нет	Не опр.	Нет
373	450	609-634	20,9655	0,4534	Не опр.	Нет	Запах сероводорода
373	450	929-950	1,7998	0,7132	286	Нет
374	250	115-145	8,2320	Нет	48	Нет
374	250	323-340	5,9845	0,00192	213	Нет	Присутствует N2 сверх воздушного
374	250	550-570	4,7570	0,0336	195	Нет	Присутствует N2 сверх воздушного
375	100	407-437	5,2098	0,0022	276	Нет	Присутствует N2 сверх воздушного
375	100	592-612	6,1920	Следы	172	Нет
375	100	166-196	6,0764	Следы	49	Нет
326	200*	-	22,1776	Нет	9,4	Нет
324	70*	-	22,762	0,296	Нет	0.1544	Присутствует N2, Ar
* - средние пробы

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования показали, прежде всего, применимость метода геоакустического профилирования для решения широкого круга геологических задач. Сопоставление геоакустического профилирования с результатами бурения показало достоверность этого метода, а также применимость его для детализации картины геологического строения отдельных участков морского дна, получаемой с помощью бурения. Даже на стадии глубокого бурения геоакустическое профилирование может с успехом применяться для получения дополнительной геологической информации. Получаемые с помощью геоакустического профилирования данные можно использовать как для качественной, так и для количественной интерпретации. Это хорошо демонстрируется серией структурных карт по поверхности отдельных стратиграфических комплексов.

Применение геоакустического профилирования помогло выяснить ряд особенностей строения верхней части осадочной толщи, которые позволяют реконструировать отдельные моменты геологической истории Каспия. В частности, обнаружение погребенной поверхности выравнивания на западе Среднего Каспия подтверждает сделанный ранее вывод о достаточно глубокой регрессии Каспия в дочетвертичное время. Интересным фактом является обнаружение в толще осадков Каспийского моря, накопившихся в неоген-четвертичное время отложений, которые могут быть отождествлены с отложениями типа суспензионных потоков. Так же, как и в мангышлакское время, эти потоки функционировали в период регрессии Каспия. Отложение этой толщи в пределах современной Дербентской котловины создало условия для выравнивания первичного рельефа этого района и образования здесь в четвертичное время абиссальной равнины, аналога до некоторой степени абиссальных равнин океана. Как установлено в настоящее время, наиболее мощным фактором выравнивания последних также является деятельность суспензионных потоков. Таким образом, по целому ряду особенностей своей геологии и геоморфологии впадина Среднего Каспия являет собой подобие океанических котловин. Черты сходства можно усмотреть в распределении мощностей верхнечетвертичных донных отложений, в наличии комплекса подножия (аналог континентального подножия), в существовании суспензионных потоков, являюшихся мощным фактором планации рельефа. Иными словами, уже при соотношении площади впадины и толщины водного слоя, наблюдаемом в Среднем Каспии, действуют факторы формирования осадочной толщи, а также отдельных форм рельефа, аналогичные факторам, действующим в океанах. Видимо, изучая особенности строения осадочной толщи во впадинах типа среднекаспийской и используя методы подобия с учетом масштабов процесса, можно более глубоко изучить и понять механизм формирования и закономерности строения осадочной толщи Мирового океана и отдельных его частей.

Выявленное сходство в распределении мощностей неоген-четвертичных и верхнечетвертичных отложений подтверждает вывод, сделанный ранее целым рядом исследователей, о том, что именно в это время Каспий обособился как эпиконтинентальный водоем. В мезозойское время область, занятая Каспийским морем, находилась в краевой части обширного Тетиса. В геоморфологическом отношении в мезозойское время, а именно в юре и мелу, она занимала шельфовую часть указанного океана, а область, занятая в настоящее время Большим Кавказом, была приурочена к древнему континентальному склону. В конце мезозоя (в верхнем мелу), в палеогене и начале неогена область, занятая Средним Каспием, превратилась в окраинное море Тетиса, а позднее - в эпиконтинентальный водоем. Таким образом, рассматриваемая часть Каспийского моря в процессе геоисторического развития прошла путь от шельфового моря через окраинный бассейн к эпиконтинентальному водоему. В этом плане можно согласиться с предположением В.Е. Хаина о том, что на определенном этапе развития Средний Каспий следует рассматривать в качестве гомолога окраинных морей.

Таковы в самом сжатом виде общие выводы, полученные в результате проведенных исследований. Что же касается прикладных резуль­татов работ, то комплексный анализ геолого-геофизических материалов, полученных нами и предыдущими исследователями, позволил выделить ряд новых структурных элементов.

В результате обработки гравимагнитных данных с учетом данных КМПВ, НДОЗ и геоакустического профилирования построен новый вариант схемы подошвы осадочного чехла. Выделены новые струк­турные элементы фундамента - Западно-Мангышлакский прогиб и Восточно-Предкавказское поднятие. Доказано также ячеистое строение Терско-Каспийского прогиба, в пределах которого выделяются две впадины - Терско-Сулакская и Северо-Апшеронская, разделенные Самурским поперечным поднятием. Показано, что в строении погруженного края эпигерцинской платформы наблюдается несоответствие структуры фундамента и осадочного чехла. Восточно-Предкавказское поднятие и Западно-Мангышлакский прогиб перекры­ваются моноклинально залегающими мезозойскими породами, образующими Центрально-Каспийскую моноклиналь. Здесь наблюдаются соотношения, сходные с Восточным Предкавказьем. На восточном продолжении Прикумской зоны поднятий подобная аналогия свидетельствует о перспективности в нефтегазоносном отношении северной части Восточно-Предкавказского поднятия, что ставит вопрос о необходимости проведения в указанном районе детальных геофизических работ с целью выявления и оконтуривания локальных поднятий.

В результате детального геоакустического профилирования у побережья Дагестана был решен вопрос о наличии третьей антиклинальной линии, которая развита на фоне моноклинального падения сарматских пород в сторону осевой зоны Терско-Сулакской впадины. Поднятия этой зоны являются погруженными и по сарматским отложениям выражены в виде структурных террас и структурных носов. Были оконтурены поднятия: Ачису-море, Берикей-море, Дузлак-море, Дербент-море и др. Эти поднятия вместе с известными ранее поднятиями Избербаш и Инчхе-море образуют третью морскую антиклинальную зону, которая представляет значительный интерес в отношении нефтегазоносности. Наличие благоприятных структурных форм, более полный по сравнению с сушей разрез миоценовых отложений, а также соседство этой зоны с крупной зоной прогибания, каковой является Терско-Сулакская впадина, позволяют весьма положительно оценивать перспективы этой зоны. Следовательно, выявленные в результате геоакустического профилирования структуры можно рекомендовать для детальных сейсмических работ и постановки структурного бурения. Первоначально объектом испытания на нефть и газ должны явиться миоценовые отложения, залегающие в пределах установленных поднятий на глубине 1,5-2,0 км. В случае благоприятных показателей можно рекомендовать бурение глубоких разведочных скважин на этих структурах на мезозойские отложения.

На востоке Среднего Каспия первоочередным объектом разведки должны явиться структуры Песчаномысско-Ракушечной зоны поднятий, где в настоящее время ведется структурно-поисковое бу­рение на поднятии Ракушечное-море. В дальнейшем необходима постановка бурения на структурах Западного погружения Беке-Башкудукского и Тюб-Караганского валов, а также на поднятии Жигалган-море.

На южном берегу прогиба Казахского залива необходима постановка детальных сейсмических работ с целью выявления новых локальных поднятий и подготовки их под глубокое бурение.

Проведенное геоакустическое профилирование в морской части Карабогазского свода позволило наметить здесь крупное Западно-Каршинское поднятие, которое, несмотря на относительно неболь­шую мощность осадочного чехла (около 2 км), представляет определенный интерес в смысле обнаружения газовых и газоконденсатных месторождений.

ЛИТЕРАТУРА

Абих Г. Краткий обзор строения Апшеронского полуострова. - Зап. Кавказ, отделения Русск. геогр. о-ва, 1864, кн. VI.

Авербух Б.М., Гаджиев А.Н., Лиадзе В.В., Потоцкий Е.В. Некоторые особенности геологического строения и перспективы нефтегазоносности погребенных поднятий Хачмас-Чархи Кусаро-Дивичинской наложенной мульды в свете новых геолого-геофизических данных. - Изв. вузов. Нефть и газ, 1970, №11, Баку.

Агапова Г.В. Геоморфологическая карта дна Каспийского моря. - Океанология, 1961, т. 1,№2.

Азими Ш.А. К вопросу о выборе глубины погружения искрового источника давления при сейсмоакустических исследованиях на акваториях. - Прикладная геофизика, 1972, №65.

Алексина И.А. О взвешенных веществах в водах восточной части Среднего Кас­пия. - Докл. АН СССР, 1958, т. 121, №2.

Алексина И.А. О распределении аутигенного кремнезема в илистых осадках Среднего Каспия. - Докл. АН СССР, 1960, т. 130, № 3.

Алексина И.А. Осадки и рельеф подводного склона восточного побережья средней части Каспийского моря. - В кн. Геологическое строение подводного склона Каспийского моря. М., Изд-во АН СССР, 1962.

Алексин А.А., Улицкий Ю.А. О структурно-геоморфологических исследованиях в дельте Волги. - Новости нефтяной техники. Геология, 1962, № 5.

Алексин А.А., Захарова Л.Я., Леонтьев O.K., Фотеева Н.И. Структурно-геоморфологические исследования в дельте Волги. Структурно-геоморфологические' исследования в Прикаспии. - Сборник материалов КЮГЭ, вып. 7. Л., 1962.

Али-Заде А.А., Ахмедов Г.А., Ахмедов A.M., Алиев А.К., Зейналов М.М. Геология нефтяных и газовых месторождений Азербайджана. М., Недра, 1966.

Алиханов Э.Н. Нефтяные и газовые месторождения Каспийского моря. Баку, Азернешр, 1964.

Алиханов Э.Н., Соловьев В.Ф., Лебедев Л.И. Перспективы нефтегазоносности шельфов некоторых морей СССР. - В кн. Проблемы геологии нефти, вып. 2. ИГиРГИ. М., Недра, 1971.

Андреев Б.А. Геофизические методы в региональной структурной геологии. М., Недра, 1965.

Андреев Б.А., Клушин И.Г. Геологическое истолкование гравитационных аномалий. Л., Гостоптехиздат, 1962.

Андрусов Н.И. Очерк истории развития Каспийского моря и его обитателей. - Изв. Русск. геогр. о-ва, 1888, т. 24, вып. 2.

Архангельский А.Д. Геологическое строение и геологическая история СССР; - В кн. Труды XVII сессий Междунар. геол. конгр. т. 2. М., Гостблтехиздат, 1939.

Багинскан Е.И., Несмеянов Д.В. О методике и первых результатах комплексных региональных геофизических исследований в Восточном Предкавказье. - Труды НИЛнефтегаз, вып. 13, 1965.

Бакиров А.А., Бакиров Э.А., Мелик-Пашаев B.C. и др. Теоретические основы поисков и разведки скоплений нефти и газа. М., Высшая школа, 1968.

Батурин В.П., Копылова Е.К. Геологический очерк южной и средней частей Каспийского моря. - В сб. Современные осадки Каспийского моря. М., Изд-во АН СССР, 1956.

Бордовский O.K. Органическое вещество современных осадков Каспийского моря. - Океанология, 1969, т.IX вып. 6.

Борисов А.А., Дикенштейн Г.Х., Кравченко НЕ., Лопатина П.П., Маловицкий Я.П.. Корнев В.А. Основные черты тектоники Каспийского моря и прилегающих районов суши. - Геология нефти и газа, 1962, № 12.

Бруевич СВ. Влажность грунтов Каспийского моря. - Докл. АН СССР, 1945, т. 47, № 4.

Бруевич СВ. Скорость осадкообразования донных отложений на Каспийском море. - Изв. АН СССР, сер. геогр. и геофиз., 1949, т. XIII, № 1.

Бруевич СВ., Виноградова Е.Г. Основные черты осадкообразования на Каспийском море. - Докл. АН СССР, новая серия, 1946, т. 52, № 9.

Вартанов СП. Корнев В.А. Новые данные о геологическом строении Северного Каспия (по результатам морских сейсмических исследований). - Докл. А-Н СССР, 1961, т. 136, №5.

Вебер В.В. Преобразование органического вещества. - В сб. Накопление и преоб­разование органического вещества в современных морских осадках. П., Гостоп-техиздат, 1956.

Векилов Э.Х., Голубое Б.Н., Николаева ЕЯ. Геологическая интерпретация новых данных сейсморазведки и электроразведки на морском продолжении Мангышлака. - Нефтегазовая геология и геофизика, 1968, № 5.

Векилов Э.Х., Николаева Е.Я., Луцук Е.М. Геологическое строение и перспективы нефтегазоносности морского продолжения Мангышлака в свете новых данных морской сейсморазведки. - Нефтегазовая геология и геофизика, 1969, №7.

Веселое К.Е., Сагитов М.У. Гравиметрическая разведка. М., Недра, 1968.

Викторов Д.Н. О формировании зоны сочленения докембрийской и эпигерцинской платформы у северной границы восточного Донбасса. - Труды НИЛнефтегаз, 1970, вып. 13.

Вольвовский И.С, Горецкий Р.Г., Шлезингер А.Е., Шрайбман В.И. Тектоника Туранской плиты. - Труды ГИН АН СССР, 1966, вып. 165.

Воробьев В.П., Ковальская И.Я., Моргунов Ю.Г. Основные вопросы интерпретации результатов сейсмоакустического профилирования. - В сб. Комплексные исследования природы океана, вып. 4. Изд-во МГУ, 1973.

Вялое О.С. Флишевые зоны на Кавказе. - В кн. Труды XVII сессии Междунар. геол. конгр., т. 2. М., Гостехиздат, 1937.

Гагельганц А.А., Гальперин Е.И., Косминская И.Р., Кракшина Л.М. Строение зем­ной коры центральной части Каспийского моря по данным ГСЗ. - Докл. АН СССР, 1958, т. 123, № 3.

Геодекян А.А., Несмеянов Д.В., Троцюк В.Я., Петровская Л.И. О перспективно-нефтегазоносных поднятиях прибрежной зоны Южного Дагестана. - Нефтегазовая геология и геофизика, 1973, № 1.

Геодекян А.А., Шехватов Б.В., Троцюк В.Я., Несмеянов Д.В., Бродецкий Л.Ф., Сагалевич A.M., Петровская Л.И. Результаты сейсмического профилирования на мелководном шельфе Южного Дагестана. - Океанология, 1973, т. XIII, вып. 5. Гершанович Д.Е. Рельеф и современные осадки Беринговоморского шельфа. - Труды ВНИРО, 1962, т. 46.

Голубое Б.Н., Свистунов Ю.И. Геологическое строение фундамента Среднего Каспия (по новым данным морской геофизики). Морская геология и геофизика, т. III. Рига, Зинатне, 1972. Грушинский Н.П. Введение в гравиметрию и гравиметрическую разведку. Изд-во МГУ, 1961. Гумилев Л,Н. Открытие Хазарии. М., Наука, 1966.

Донабедов А.Т. Коровина Т.П.. Тимарев К.В. Изучение строения земной коры на восточном побережье Каспийского моря методом ГСЗ. - В сб. Глубинное сейсмическое зондирование земной коры в СССР. Л., Гостоптехиздат, 1962.

Дубров Е.Ф. Звуковая геолокация. Л. Недра 1967

Епинатьева A.M. Физические основы сейсмических методов разведки. Изд-во МГУ, 1970.

Еременко Н.А., Крылов Н.А., Лебедев Л.И., Маловицкий Я.П., Оруджева Д.С., Юферов Ю.К. О геолого-поисковых работах на морском продолжении Мангышлакско-Южно-Устюртской нефтегазоносной области. - Геология нефти и газа, 1973, №5.

Жаковщикова Т.К. Диатомеи из четвертичных отложений Среднего и Южного Каспия. - В сб. Микропалеонтология морей и океанов. М., Наука, 1974.

Захидов А.У. Глубинное строение и нефтегазоносность Северо-Западной Туркмении. М., Недра, 1974.

Зенкович В.П. Типы и генезис рельефа дна морей Европейской части СССР. - Изв. АН СССР, Отд. естествозн., 1938, № 4.

Игнатов Е.М. О состоянии изучения древних береговых линий на дне Каспийского моря. - В сб. Комплексные исследования Каспийского моря, вып. 1. Изд-во МГУ, 1970.

Калинин А.В., Калинин В.В., Фаталиев М.Х. Опыт применения сейсмической разведки при инженерно-геологических исследованиях на акваториях. Геофизические исследования, сб. Изд-во МГУ, 1966.

Каплин П.А., Леонтьев O.K. и др. Абсолютный возраст позднеплейстоценовых отложений Каспийского моря по данным радиоуглеродного метода. - В сб. Проблемы периодизации плейстоцена. Л., Наука, 1971.

Карасев А.В., Алиев Н.А. Итоги геологоразведочных работ на морских площадях Западной Туркмении и задачи на ближайшие годы. - Геология нефти и газа, 1974, №1.

Карпинский А.П. Очерки геологического прошлого Европейской России М Изд-во АН СССР, 1947.

Кленова М.В., Соловьев В. Ф., Алексина И.А., Вихренко Н.М., Кулакова Л.С, Маев Е.Г., Рихтер В.Г., Скорнякова Н.С. Геологическое строение подводного склона Каспийского моря. М., Изд-во АН СССР, 1962.

Кленова М.В. и Ястребова Л.А. Осадки северной части Каспийского моря. - В сб. Современные осадки Каспийского моря. Труды Азерб. нефт. эксп. СОПС АН СССР. М., Изд-во АН СССР, 1956.

Копелиович А.В. и Эвентов Я.С. Пермские отложения Астрахани. - Докл АН СССР, 1956, т. 106, №2.

Крылов Н.А. Общие особенности тектоники и нефтегазоносности молодых платформ. М., Наука, 1971.

Крылов Н.А., Васильев Е.П., Глумаков П.В. и др. Закономерности размещения и поиски залежей нефти и газа в Средней Азии и Казахстане. М., Наука, 1973.

Кулакова Л.С. О минеральном составе современных осадков восточного побережья Южного Каспия. - Докл. АН СССР, 1959, т. 124, №9.

Кулакова Л.С. Минеральный состав верхнечетвертичных отложений Южного Каспия. - Изв. АН АзербССР, сер. геол.-геогр., 1966, № 2.

КулаковаЛ.С. Глинистые минералы в верхнечетвертичных осадках Среднего и Южного Каспия. - Океанология, 1970, т. 10, вып. 6.

Кулакова Л.С, Лебедев Л.И., Улицкип Ю.А., Чистяков А.А. Некоторые результаты структурно-геоморфологического изучения Южного Каспия. - Океанология, 1974, т. 14, вып. 2.

Куприн П.Н. Основные черты тектоники Прикарабогазской депрессии в связи с перспективами ее нефтегазоносности. - Новости нефт. техники. Геология 1959, № 1.

Куприн П.Н., Багиров В.Н. Геохимическая характеристика органического вещества донных отложений Среднего и Южного Каспия. - В сб. Комплексные исследования Каспийского моря. Изд-во МГУ, 1970.

Куприн П.Н., Овчинникова Л.И., Багиров В.И. Рассеянное органическое вещество в донных осадках Среднего Каспия. - Изв. вузов, Геология и разведка 1969, №7.

Кюнен Ф. Взаимоотношение между подводной топографией и аномалиями силы тяжести. М., ИЛ, 1950.

Скорнякова Н.С. Геологическое строение и современные осадки склона западного побережья средней части Каспийского моря. АН СССР, 1962.

Слуцковский А.И. Сейсморазведочная аппаратура. М" Недра, 1970.

Соколов К.П. Геологическое истолкование магниторазведочных данных. Госгеолтехиздат, 1956.

Соловьев В.Ф. Рельеф и строение Апшеронского порога. - Изв. АН СССР, сер. геол., 1954, №5.

Соловьев В.Ф., Кулакова Л.С, Лебедев Л.И., Маев Е.Г. Основные черты рельефа и геологической структуры дна Среднего и Южного Каспия. - Труды КЮГЭ, 1962, вып. VII.

Соловьев В.Ф., Лебедев Л.И., КулаковаЛ.С, Едигарян З.П., Алексина И.А., Гельман В.И., Падучих В.И., Черенов В.В. Геологическое строение шельфов Каспийского, Азовского и Черного морей в связи с их нефтегазоносностью. М., Наука, 1971.

Соловьев В.Ф., Скорнякова Н.С. Тектоническая схема подводного склона западного побережья Среднего Каспия. - Докл. АН СССР, 1955, т. 102, № 5.

Соловьев В.Ф., Юное А.Ю., Лебедев Л.И. Тектоника и перспективы нефтегазоносности восточной части Среднего Каспия. - Нефтегазовая геология и геофизика, №9, 1969.

Страхов Н.М. К познанию закономерностей и механизма морской седиментации. II. Каспийское море. - Изв. АН СССР, сер. геол., 1950, № 1.

Страхов Н.М. Очерк карбонатонакопления в современных водоемах. Сборник памяти акад. А.Д. Архангельского. Изд-во АН СССР, 1951.

Страхов Н.М. Баланс редукционных процессов в Тихом океане. - Литология и полезные ископаемые, 1972, № 4.

Страхов Н.М., Бродская Н.Г., Князева Л.М. и др. Образование осадков в современных водоемах. М., Изд-во АН СССР, 1954.

Теодорович Г.И. Новые данные о минерало-геохимических фациях. - В кн. Минералогия и фации битуминозных свит ряда областей СССР. М" Изд-во АН СССР, 1962.

Успенская Н.Ю. Тектоническая структура Эпигерцинскои платформы Предкавказья и некоторые особенности нефтегазонакопления в ее пределах. - Материалы совещания по проблемам тектоники в Москве. М., Наука, 1965.

Фадеева Г.П., Шатов А.С. Соотношение структурных планов Кусаро-Дивичинской депрессии (Прикаспийско-Кубинская область Азербайджана). Комплексные исследования Каспийского моря, вып. 1. Изд-во МГУ, 1970.

Федоров П.В. Стратиграфия четвертичных отложений и история развития Каспийского моря. - Труды ГИН АН СССР, 1957, вып. 10.

Фоменко К.Е. Строение кристаллического фундамента Прикаспийской впадины по геофизическим данным. - Геология нефти и газа, 1972, № 10.

Фотиади Э.Э. Геологическое строение Русской платформы по данным региональных геофизических исследований и опорного бурения. М., Гостоптехиздат, 1958.

Хаин В.Е. К проблеме строения Каспийской впадины и структурных связей между Кавказом и Закаспием. - Геология нефти, 1958, №9.

Хаин В.Е., ШардановА.Н. Геологическое строение северного склона юго-восточ­ного Кавказа. - В кн. Материалы по геологии Северо-Восточного Азербайджана. Баку, Изд-во АН АзербССР, 1957.

Цатуров А.И., Усанов Г.М. Чернов А.А., Рустамбекова Н.К. Перспективы нефтегазоносности и основные направления дальнейших нефтегазопоисковых работ в Каспийском море. - Геология нефти и газа, 1973, № 11.

Шарков В.В. Геология подводного склона западного берега Каспийского моря. М.-Л., Наука, 1964.

Шевченко В. И., Резанов И.А. Глубинное Южного Каспия и Западной Туркмении. 1970, №7.

Шлезингер А.Е. Структурное положение и геологическое строение Кавказа, - Изв. вузов. Геология и разведка, развитие Мангышлакской системы дислокаций. Материалы совещания по проблемам тектоники в Москве. М., Наука, 1965.

Шлезингер А.Е. Позднегеосинклинальные и раннеплатформенные структуры в герцинидах Евразии. -Труды ГИН АН СССР, 1974, вып. 255.

Шнитников А.В. Изменчивость общей увлажненности материков Северного полушария. - Зап. Геогр. о-ва, 1957, т. 116.

Юное А.Ю., Корсаков О.Д.. Калинин А.В., Калинин В.В. Применение сейсмоакустического профилирования с электроискровым источником возбуждения упругих колебаний для исследования верхних частей разреза на примере Каспийского моря. Комплексные исследования Каспийского моря Изд-во МГУ, 1971.

ЯшинА.Л. Взгляды А.Д.Архангельского на тектонический характер юго-восточного обрамления Русской платформы и современное представление по этому вопросу. Сборник памяти акад. А.Д. Архангельского. М., Изд-во АН СССР 1951.

Яншин А.Л. О погружении к югу Уральской складчатой системы и тектонической природе Южно-Эмбенского поднятия. - Бюлл. МОИП, сер. геол., 1955 т 30 вып. 6.

Яншин А.Л. О положении границы Русской платформы к востоку от Каспийского моря. - Бюлл. МОИП, отд. геол., 1961, т. 36, вып. 4.

Emery К.О. Continental rises and oil potential. - Oil and gas J., 1969, v. 67,