Состав вод грязевых вулканов Южно-Каспийской впадины как отражение некоторых особенностей их формирования

УДК 551.21 Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2011. Вып. 2

В. В. Хаустов, М. А. Мартынова, Е. П. Каюкова

СОСТАВ ВОД ГРЯЗЕВЫХ ВУЛКАНОВ ЮЖНО-КАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ КАК ОТРАЖЕНИЕ НЕКОТОРЫХ ОСОБЕННОСТЕЙ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ

На Земле насчитывается более 1700 грязевых вулканов и около 400 из них расположено в Южно-Каспийской впадине и прилегающих районах. Грязевой вулканизм являет собой достаточно распространенное геологическое явление и с давних пор привлекает внимание многих поколений исследователей. Гипотезы, объясняющие генезис грязевых вулканов, можно разделить на три наиболее популярные направления. Ряд исследователей последовательно развивают идеи Г. В. Абиха об эндогенном генезисе грязевых вулканов, другие (вслед за А. Д. Архангельским и И. М. Губкиным) разрабатывают тектонический подход, третьи (опираясь на гипотетические построения В. Н. Вебера, К. П. Калиц-кого, В. Д. Голубятникова и И. М. Губкина) ассоциируют образование грязевых вулканов с формированием и разрушением месторождений углеводородов. Но несмотря на расхождения во взглядах, всех исследователей объединяет признание необходимых условий для образования грязевых вулканов: большая мощность осадочного чехла, значительная дислоцированность складок, нарушенных дизъюнктивами различных порядков, наличие в стратисфере зон аномально высоких пластовых давлений (АВПД) и повышенная сейсмичность. Тем не менее, даже учитывая длительность изучения вопроса, все же следует констатировать, что происхождение грязевых вулканов еще остается предметом острых научных дискуссий.

Считается, что Южно-Каспийская мегавпадина (далее ЮКВ), является остатком процесса схлопывания мезозойского океана Тетис [1-4], либо является остатком мезозойского, а возможно раннекайнозойского задугового бассейна [5], либо рассматривается как океаническая структура типа пул-апарт, возникшая на позднемеловой зоне сдвига, параллельной Кавказу, Эльбурсу и Копетдагу [6]. По другим представлениям она могла возникнуть в результате уплотнения пород основного состава в нижней части континентальной коры за счет фазового перехода габбро-эклогит [7, 8]. Вполне вероятно, что современная вытянутая в меридиональном направлении форма всего Каспийского бассейна приобретена им после начала продвижения Аравийской плиты в направлении края Евразии в позднем миоцене одновременно с образованием Транскавказского поперечного поднятия. К началу плиоцена уже обособилась ЮКВ, приютившая реликт Пон-тического бассейна, в миоцене и олигоцене впадина служила депоцентром мощных глинистых осадков. Соответственно, Каспийский регион оказался в центре конвергенции нескольких плит с различными параметрами кинематики, что обусловило сложность его геодинамического развития и сопряжения разнотипных геоструктурных элементов (рис. 1).

В ЮКВ с запада открываются Апшероно-Гобустанский и Нижнекуринский прогибы глубиной до 15 км, с востока Западно-Туркменский — глубиной до 10-12 км, возможно до 20-30 км, на северо-востоке [9], а на юге к ней примыкает Предэльбурсский прогиб.

В геодинамическом отношении наибольший интерес представляют центральная часть Каспия — область сочленения Кавказ-Копетдагской альпийской структуры и

© В. В. Хаустов, М. А. Мартынова, Е. П. Каюкова, 2011

1 2

Рис. 1. Основные тектонические структуры южной части Каспийского моря и прилегающих областей [8].

1 — складчатые сооружения альпийского возраста, 2 — осадочные бассейны Среднего Каспия и прилегающие части эпигерцинской Скифско-Туранской платформы, 3 — глубокие осадочные бассейны Южного Каспия и прилегающих областей.

Скифско-Туранской эпигерцинской платформы. Эта зона, разделяющая Южный и Средний Каспий, трассируется Апшерон-Прибалханским порогом, а также узкой полосой очагов землетрясений, максимальными градиентами рельефа консолидированной коры, изостатических аномалий, магнитного поля, теплового потока и других геофизических полей. По данным ГСЗ [10], поверхность кристаллического фундамента в районе Апше-рон-Прибалханского порога резко погружается в южном направлении от глубин 2-3 км до 20 км и более. Если Северный Каспий представлен типичной континентальной корой, покрытой осадочным чехлом небольшой мощности и состоящей из «гранитного» (около 10 км) и «базальтового» (15-20 км) слоев, то в ЮКВ земная кора имеет совершенно иную, океаническую, структуру и состоит из двух слоев: мощной осадочной толщи 15-25 км и более (данные ГСЗ [10, 11] и сейсмического профилирования на отраженных волнах [12, 13]) и «базальтового» слоя толщиной 10-15 км. «Гранитный» слой здесь отсутствует. Фундамент ЮКВ разбит дизъюнктивами сбросового типа на блоки [14], а граница Мохо-ровича прослеживается на глубине 30-35 км, погружаясь в сторону Кавказа и Копетдага

Рис. 2. Схема распространения грязевых вулканов в Южно-Каспийском регионе (по материалам Ад. А. Алиева, А. А. Ализаде, И. С. Белова, А. А. Гаджиева, И. С. Гулиева, М. М. Зейналова, Р. Р. Рахманова, А. А. Якубова, 1971-2002 гг.):

1 — палеозой; 2 — нижняя и средняя юра; 3 — верхняя юра и мел; 4 — кайнозойский комплекс отложений; 5 — разломы, определяющие блоковую структуру консолидированной коры; 6 — грязевые вулканы; 7 — региональные тектонические покровы; 8 — антиклинальные структуры в осадочном чехле; 9 — изогипсы рельефа поверхности консолидированной коры.

до 45-50 км и более [15]. Разрез осадочного чехла изучен лишь в части его верхней половины, которая относится к плиоцену-квартеру. Мощность одной лишь продуктивной толщи достигает 6,5 км.

Бассейн Южного Каспия мог служить краевым прогибом сразу для трех горных систем: Большого Кавказа, Эльбурса и Копетдага, и его погружение ускорилось, возможно, за счет двух основных механизмов: его литосфера вдавливается вниз из-за регионального сжатия, а также погружается в связи с избыточной тяжестью литосферы орогенов Большого Кавказа и Эльбурса [15]. Интенсивное погружение ЮКВ началось с олигоцена с накоплением песчано-глинистых осадков мощностью свыше 10 км; в плиоцене процесс прогибания резко ускорился и в результате за 5 млн лет накопилось еще более 10 км осадков [16, 17]. Резкое ускорение процесса прогибания ложа Южного Каспия совпало по времени с началом интенсивного грязевого вулканизма в этом регионе (рис. 2).

Гидрогеологический разрез Южно-Каспийского артезианского бассейна представлен водоносными комплексами мезозойских, миоценовых, нижнеплиоценовых и сред-неплиоцен-четвертичных отложений. В нем можно выделить три гидродинамические

зоны: верхнюю (зона гипергенеза), среднюю (зона доминирования элизионных процессов), нижнюю (зона активного геодинамического режима) [17, 18].

С позиций выяснения генезиса грязевых вулканов большой интерес представляет зона доминирования элизионных процессов. В Южно-Каспийском артезианском бассейне она охватывает водоносные комплексы мезозойских, миоценовых и нижнеплиоценовых преимущественно глинистых отложений с АВПД, а также нижние горизонты среднеплиоцен-четвертичных терригенных отложений с локальными проявлениями АВПД. По проблеме генезиса АВПД на сегодня среди исследователей нет единого мнения. Но основными причинами его образования считаются процессы фазовых преобразований глинистых минералов в области высоких температур и давлений, прежде всего иллитизации смектитов; рост геостатического давления с глубиной, когда поровые воды отжимаются и в случае возможности миграции (наличие или появление новых дизъюн-ктивов) перемещаются вверх в зону разуплотнения; катагенетические преобразования пород и содержащегося в них органического вещества; процессы осмоса; температурный фактор (коэффициент теплового расширения различных флюидов, заключённых в изолированном объёме пород, значительно больше, чем у минеральных компонентов горных пород). Однако очевидно, что происхождение АВПД, вероятнее всего, может иметь ряд причин и в конкретных условиях обусловлено сочетанием нескольких перечисленных факторов.

Для элизионной зоны характерны зависимости флюидодинамической зональности от тектоники (прежде всего разломной) и химической зональности от литофациальной и гидротермальной обстановки. Тепловой режим наряду с давлением играет важную роль в функционировании самой флюидодинамической системы. В пределах ЮКВ по результатам ГСЗ выявлена обширная зона разуплотнения в интервале 7-13 км [19, 20], продукционные возможности (по воде) которой внушительны — 0,532х1021 г [21]. Повышенная тектоническая активность и ее всплески приводят к эпизодической восходящей локальной миграции подземных вод по разломам [22]. Масса среднегодовой разгрузки седиментационных вод оценивается величиной 126х1012 г [23]. С элизионной зоной традиционно связывается широко распространенное в границах ЮКВ явление грязевого вулканизма [24-28]. Действительно, чаще грязевые вулканы связаны с кайнозойскими отложениями, однако наиболее крупные из них секут весь осадочный чехол, уходя корнями в кристаллический фундамент [29]. Имеются сведения о мезозойском возрасте фрагментов грязевулканической брекчии, свидетельствующие о более глубоком заложении корней грязевых вулканов [12, 30].

По химическому составу воды грязевых вулканов Южно-Каспийской впадины являются хлоридно-гидрокарбонатно-натриевыми, хлоридно-натриево-кальциевыми и относятся, в основном, к двум типам вод: чаще к гидрокарбонатно-натриевому и реже к хлоридно-кальциевому типу (по Сулину). Эти воды отличаются довольно резкими колебаниями минерализации: от пх1 до пх100 г/л.

Воды грязевых вулканов Шамахы-Гобустанской области характеризуются наименьшей минерализацией, которая изменяется от 5 г/л до 30 г/л, и относятся к гидрокар-бонатно-натриевому типу. Несмотря на низкую минерализацию вод, в них обнаружено большое количество микрокомпонентов: бор, фтор, бром, йод, ртуть, цезий, рубидий, стронций, фосфор и др. Следует отметить, что бор присутствует в водах практически всех грязевых вулканов, но самые высокие его концентрации отмечаются именно в этой области. В юго-восточном направлении с ростом минерализации и уменьшением ще-

лочности вод содержание бора резко сокращается (до 100 мг/л и менее). Интересен и газовый состав вод, который характеризуется доминирующим содержанием метана (от 67,2 до 99%). Воды грязевых вулканов Шамахы-Гобустанской области отличает повышенное содержание СО2 (от 0,3 до 10%), которое падает в юго-восточном направлении. Изотопный состав углерода СО2 варьирует в широких пределах: от -49%о до +25%о, что свидетельствует об его разнообразном генезисе (метаморфогенный от -4% до +8%; термокаталитический от -16% до +2%; биохимический < -16%; гидротермальный от -7% до 0%) [29].

Грязевые вулканы Прикуринской области следует разделить на две группы: вулканы, которые расположены вдоль Западно-Каспийского разлома, и вулканы, не связанные с ним. Вполне естественно, что воды грязевых вулканов этих двух групп отличаются друг от друга по химическому составу. Первые характеризуются низкой минерализацией, которая изменяется от 10 до 20 г/л, незначительно увеличиваясь в юго-восточном направлении и достигая 30 г/л, редко больше. Эти воды относятся к гидрокарбонатно-на-триевому типу и их особенностью является почти полное отсутствие или незначительное содержание сульфатов. Воды другой группы представляют, за редким исключением, хлоридно-кальциевый тип (воды гидрокарбонатно-натриевого типа грязевого вулкана № 17, мыс Бяндован). Их минерализация изменяется от 20 г/л до 50 г/л, иногда достигает 100 г/л и более, сульфат-ион выражен следами. В газовом составе преобладает метан, среднее же содержание углекислого газа составляет 1%. В этих водах также обнаружены характерные микрокомпоненты: бор, ртуть, марганец, барий, стронций, литий, рубидий, цезий. Концентрации бора могут достигать 480 мг/л, йода — 100 мг/л, брома — 120 мг/л, что во много раз превышает их кларки для осадочных пород. Увеличение значения B/Br коэффициента более единицы свидетельствует о переносе соединений бора (борных кислот) в паровой фазе, что может указывать на субвертикальную миграцию из под-коровых глубин и горизонтов фундамента газо-паровых флюидов, обогащенных H3BO3 [31].

Кроме отмеченных грязевулканических областей ЮКВ, безусловно, заслуживают внимания также воды грязевых вулканов Западно-Туркменской впадины. Воды этой грязевулканической области имеют повышенную минерализацию (25-150 г/л), относятся чаще к хлоридно-магниевому и хлоридно-кальциевому типам, редко к гидрокарбо-натно-натриевому типу и обогащены такими микрокомпонентами, как бор, йод, бром, фтор, фосфор и др.

Для выяснения генетических особенностей грязевых вулканов различных провинций в пределах ЮКВ использован метод RHA. Метод многократно описан и, будучи универсальным методом отображения аналитической информации различного рода, используется для воспроизведения химических составов минералов и горных пород, минеральных анализов пород [32], а также в математической лингвистике [33]. Отметим, что он дает возможность выявления общих закономерностей изменения составов многокомпонентных объектов в понятиях разделения и смешения [34]. Используются информационная энтропия как мера сложности и анэнтропия как меры чистоты состава [35]. Энтропия положительно коррелирует с минерализацией, а анэнтропия статистически тем выше, чем меньшие содержания наименьших компонентов в анализе стандартной длины (в нашем случае учитывалось 8 элементов, включая воду). Расчеты и визуализация результатов реализованы с помощью программного комплекса «PETROS-2» [36] и представлены на рис. 3.

Еп — энтропия

Рис. 3. Распределение химических составов вод грязевых вулканов.

На диаграмме (см. рис. 3) показаны поля интегральных (энтропийных) характеристик химического состава вод грязевых вулканов. Как видим, при наличии перекрытий полей здесь проявлена тенденция увеличения сложности и снижения чистоты вод в ряду: Шамахы-Гобустанская область — Прикуринская область — Западный Туркменистан. Общеизвестно, что в Каспийском регионе действует пульсационный механизм сжатия-растяжения вследствие сложной кинематики плит. Считается, что при этом доминируют горизонтальные смещения (их скорость может достигать 5-9 см/год), а вертикальные являются производными от них [37, 38]. При этом отмечается продольная асимметрия горизонтального растяжения, так как под давлением «Аравийского клина» Закавказский массив и Большой Кавказ в большей степени перемещаются к западу, нежели ЗападноТуркменский блок и Копетдаг — к востоку [39]. При этом выжимание в большей степени развито на восточной границе Южно-Каспийской плиты, а растяжение — на западе. С растяжением ассоциируется активизация сейсмической активности и грязевулканической деятельности [40]. Последняя может быть объяснена не только вскрытием участков с АВПД в пределах элизионной зоны, но и интенсификацией разгрузки флюидов более глубоких горизонтов [41].

Осадочный бассейн в пределах Южно-Каспийской плиты, как уже отмечалось, подстилается активизированной верхней мантией, что способствует активизации глубинного флюидного режима. Восходящий восстановленный мантийный флюидный поток взаимодействует с консолидированной корой («прожигает» её), в результате чего изначально водородный поток трансформируется в водородно-водный и затем в преимущественно водный [42]. Относительно состава последнего в гидрогеохимии существуют достаточно противоречивые воззрения. Одна группа исследователей считает ювениль-

ный водный флюид (ЮВФ) крепким рассолом (Дерпгольц, Гавриленко 1971; Капченко 1966 и др.), другая — водами с очень низкой минерализацией (Мартынова, Грачев 1980; Карцев 1972; Ежов 1976; Розин 1977 и др.), третья настаивает на их близости с водой современного океана ^иЬеу 1964; Валяшко 1966; Виноградов 1989; Когарко, Рябчиков 1978 и др.). Сознательно избегая дискуссии по этой проблеме в рамках настоящей статьи, мы принимаем как наиболее убедительную гипотезу М. А. Мартыновой [43], в соответствии с которой ЮВФ в момент своего зарождения не может содержать в себе растворенных веществ. В дальнейшем формирование химического состава ЮВФ происходит за счет процессов растворения мантийногенных газов и взаимодействия с вмещающими породами (углекислотное растворение алюмосиликатов). Поэтому воды ювенильного генезиса наряду с низкой минерализацией имеют среди преобладающих анионов карбонатный (гидрокарбонатный) ион, а среди катионов — натрий (калий). По типу они, вероятнее всего, карбонатные: среда их — нейтральная или щелочная, в них могут присутвовать в повышенных концентрациях соединения кремния, бор, фтор и др. В процессе восходящей субвертикальной миграции ЮВФ формирует гидрохимические инверсии, то есть уменьшение минерализации воды вниз по вертикали разреза, что находит широкое развитие в пределах ЮКВ. Безусловно, состав эруптивных вод грязевых вулканов также может свидетельствовать о степени участия ЮВФ в его формировании.

В пределах нижних горизонтов осадочной толщи (гидротермодинамическая зона) восходящий ЮВФ обогащается метаморфогенной СО2 и выше по разрезу, достигая эли-зионной зоны, смешивается с дегидратационными водами в наибольшей степени при пересечении участков разуплотнения с АВПД. В периоды тектонической и сейсмической активизации происходит импульсная разгрузка подземных вод, нефти и газов, а также разуплотненного осадочного материала по системам крупных дизъюнктивов преимущественно через субмаринные и наземные грязевые вулканы и в меньшей степени по пластам-коллекторам на обрамлениях Южно-Каспийской впадины. Активизация существующих и возникновение новых каналов (тектонические разломы, трещины) при сильных землетрясениях способны за несколько месяцев разгрузить флюидные очаги, на что указывают неоднократные наблюдения различных исследователей [22, 44-46]. Примечательно, что свыше 70% всех месторождений нефти и газа Южного Каспия в той или иной степени связаны с аппаратами грязевых вулканов. Почти половина последних выделяют нефть, но чаще происходит выделение из них огромного количества воды. При этом разгружающийся водный раствор имеет относительно невысокую минерализацию по сравнению с седиментационными и морскими водами.

С этих позиций вполне объяснимо различие химического состава вод рассматриваемых грязевулканических областей в пределах ЮКВ. Как уже отмечалось, в целом грязевулканические воды Шамахы-Гобустанской и Прикуринской областей менее минерализованы (5-50 г/л) и имеют преимущественно гидрокарбонатный натриевый тип, что находит свое отражение в режиме растяжения в этом регионе. Различия же их в более высоком содержании СО2 (до 10%) в эруптивных водах Шамахы-Гобустанской области, поскольку в Прикуринской области существенно более мощная осадочная толща, способствующая реакционному удалению эндогенной углекислоты (содержание СО2 падает в юго-восточном направлении вслед за возрастанием мощности стратисферы).

Воды грязевых вулканов Шамахы-Гобустанского нагорья наиболее «чисты» (см. рис. 3), поскольку здесь в наименьшей степени сказывается влияние осадочного чехла ввиду его меньшей мощности. В Шамахы-Гобустанской области за последнее время вы-

явлены новые разломные структуры и выделены два блока: северный и южный, которые отличаются глубинным строением, наличием различных структурных этажей, мощностями и фациальным различием кайнозойских отложений [25]. Северный микроблок имеет ширину 20-25 км и субширотное простирание. В его пределах кровля верхнего мела залегает неглубоко, мощность палеоген-миоценовых отложений, слагающих нижний структурный этаж кайнозоя, колеблется от 2,5 до 4,5 км. Грязевые вулканы здесь характеризуются преимущественно малыми размерами, слабой эруптивной деятельностью. В южном блоке кровля верхнего мела погружается на глубину 8,0-11,5 км. Здесь увеличивается мощность палеоген-миоценовых отложений и отмечается наличие мощного осадочного комплекса плиоцена и антропогена, слагающего верхний структурный этаж [27]. В пределах данного блока грязевые вулканы характеризуются более внушительными размерами и интенсивной эруптивной деятельностью.

Вода грязевых вулканов Прикуринской области, расположенных непосредственно в пределах крупных разломов, имеет относительно невысокую минерализацию, поскольку здесь создаются наиболее благоприятные условия для восходящей миграции и разгрузки глубинных вод из горизонтов верхней мантии и низов консолидированной коры. Напротив, эруптивные воды вулканических аппаратов не связанных явно с крупными тектоническими швами имеют более значительную минерализацию, так как здесь гораздо весомее доля седиментогенных, дегидратационных, конденсационных и прочих вод, в связи с этим наблюдается разгрузка грязевулканических вод с составом вплоть до хлоридно-кальциевого типа. Здесь зафиксированы максимальные значения изотопного отношения гелия — R(3He/4He) более 1х10-7%о [25]. Характерно также, что в пределах кратерного поля одного вулкана его грифоны могут выносить воды различных классов и даже типов (по классификации В. А. Сулина). Так, на вулкане Хамамдаг встречены все типы вод, что объясняется изолированностью подводящих каналов грифонов, связанных с различными горизонтами геологического разреза [24].

С другой стороны, воды грязевых вулканов Западной Туркмении разгружаются в обстановке сжатия, когда условия и пути восходящей миграции флюидов затруднены, более интенсивно происходит деструкция зон АВПД, благодаря чему доля дегидрата-ционных и седиментационных вод превалирует. Именно поэтому они имеют большую минерализацию (25-150 г/л) и часто хлоридно-кальциевый тип, реже гидрокарбонатнонатриевый тип. Грязевулканические воды восточной окраины ЮКВ показали наименьшую «чистоту» и наибольшую «сложность» химического состава (см. рис. 3). Последняя объясняется большей сложностью формирования химического состава эруптивных вод в процессе смешения мантийногенных, метаморфогенных, дегидратационных, седиментационных, конденсационных и прочих вод, а также более активно протекающими процессами в системе «порода — вода — газ — углеводороды — органическое вещество» в обстановке общего сжатия. Следует коснуться также некоторого перекрытия полей вод грязевых вулканов Западно-Туркменской и Прикуринской областей на диаграмме Еп—Ап. Это можно трактовать значительной мощностью осадочного чехла на восточном и западном продолжении ЮКВ. Однако большая анэнтропия и меньшая энтропия составов эруптивных вод Прикуринской области все же оправдывают предположение об определяющей роли геодинамического режима.

На основании полученных результатов исследований химического состава грязевулканических вод в пределах Южно-Каспийской мегавпадины с учетом современных материалов по глубинной геодинамике региона можно сделать следующие основные выводы:

— относительная молодость и рифтогенное происхождение ЮКВ не требуют дополнительных доказательств; в пределах мегавпадины по комплексу геофизических исследований установлен насыщенный флюидами астеносферный диапир;

— повышенная региональная тектоническая активность и ее всплески приводят к эпизодической восходящей локальной миграции глубинных подземных вод по разломам и разгрузке их преимущественно через субвертикальные геологические тела, к которым относятся и грязевые вулканы региона;

— химический состав эруптивных вод грязевых вулканов свидетельствует об их связи с различными горизонтами геологического разреза ЮКВ: часть из них (с преимущественно хлоридно-кальциевым составом и высокой минерализацией) связана с эли-зионной зоной, другие (гидрокарбонатный натриевый тип и пониженная минерализация) ассоциированы с большими глубинами;

— с помощью метода RHA информационно-компонентного анализа выявлена связь химического состава эруптивных вод с глубинным геодинамическим режимом: с областями растяжения связаны грязевые вулканы с эруптивными водами относительно низкой минерализации, в то время как в областях сжатия явно преобладают грязевые вулканы, извергающие высокоминерализованные воды.

Результаты, полученные авторами, следует считать первым шагом на пути познания как частного вопроса формирования состава эруптивных вод грязевых вулканов, так и природы грязевых вулканов ЮКВ вообще. Более широко развитие исследований в направлении сопоставления химического состава эруптивных вод, их энтропийных характеристик и геологического строения предоставит, вероятно, возможность получения в будущем более четких гидрогеохимических критериев идентификации глубинных гео-динамических процессов в пределах конкретной территории.

Литература

1. Dercourt J. et al. Geological evolution of the Tethys belt from the Atlantics to the Pamirs since the Lias // Tectonophysics. 1986. Vol. 123. P. 241—315.

2. Nadirov R. S., Bagirov E., Tagiev M., Lerche I. Flexural plate subsidence, sedimentation rates, and structural development of the super-deep South Caspian Basin // Mar. Petrol. Geol. 1997. Vol. 14. P. 383400.

3. Никишин А. М. Механизмы формирования осадочных бассейнов. // СОЖ. 2001. Т. 7, № 4. С. 63-68.

4. Brunet M.-F. et al. The South Caspian Basin: a review of its evolution from subsidence modelling // Sediment. Geol. 2003. Vol. 156. P. 119-148.

5. Zonenshain L. P., Le Pichon X. Deep basins of the Black Sea and Caspian Sea as remnants of Mesozoic back-arc basins // Tectonophysics, 1986. Vol. 123. P. 181-211.

6. §engor A. M. C. A new model for the late Paleozoic-Mesozoic tectonic evolution of Iran and implications for Oman // The geology and tectonics of the Oman Region / eds. A. H. F. Robertson, M. P. Searle,

A. C. Ries: Geological Society. London, 1990 (Special Publications). № 49. P. 797-831.

7. Артюшков Е. В. Физичежая тектоника. М.: Наука, 1993. 456 c.

8. Артюшков Е. В. Образование сверхглубокой впадины в Южном Каспии вследствие фазовых переходов в континентальной коре // Геология и геофизика. 2007. Т. 48, № 12. C. 1289-1306.

9. Мeждунаpодная тектоничежая каpта Каший^ого моpя и его обpамлeния. М-б 1:2 500 000: Объяш. зап. / под peд. В. Е. Хаина, Н. А. Богданова. М.: Научный м^, 2003. 120 c.

10. Баранова Е. П., Косминская И. П., Павленкова Н. И. Результаты переинтерпретации материалов ГСЗ по южному Каспию // Геофизический журнал. 1990. Т. 12, № 5. С. 60-67.

11. Neprochnov Yu. P. Structure of the Earth’s crust of epicontinental seas: Caspian, Black and Mediterranean // Canad. J. Earth Sci. 1968. Vol. 5. P. 1037-1043.

12. Глумов И. Ф. и др. Региональная геология и нефтегазоноcноcть Каший^ого моря. М.: Недра, 2004. 344 c.

13. Knapp C. C., Knapp J. H., Connor J. A. Crustal-scale structure of the South Caspian Basin revealed by deep seismic reflection profiling // Mar. Petrol. Geol. 2004. Vol. 21. P. 1073-1081.

14. Леонов М. Г., Колодяжный С. Ю. Вертикальная аккреция консолидированной земной коры: суть проблемы и ее структурно-тектонические аспекты // Матер. совещания «Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты». Т. 1. М.: ГЕОС, 1998. С. 299-303.

15. Коротаев М. В. и др. Южный Каспий — моделирование тектонической истории. // Тектоника и геофизика литосферы. Материалы XXXV Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2002. C. 263-265.

16. Грачев А. Ф. Южно-Каспийская впадина // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии. М.: Пробел, 2000. С. 217-224.

17. Карта четвертичных (неоплейстоценивых) отложений и элементы палеогеографии Каспийского региона. Масштаб 1:2500 000 / под ред. Ю. Г. Леонова. Геологический институт РАН. 2004.

18. Хаустов В. В. О геодинамическом типе водообмена в пределах Южно-Каспийской впадины // Матер. Всероссийской конфер. с международ. участием «Дегазация Земли: геотектоника, геодинамика, геофлюиды; нефть и газ; углеводороды и жизнь». М.: ГЕОС, 2010. С. 616-617.

19. Гулиев И. С., Павленкова Н. И., Раджапов М. М. Зона регионального разуплотнения в осадочном чехле Южно-Каспийской впадины // Литология и полезные ископаемые. 1988. № 5. С. 130-136.

20. Баранова Е. П., Косминская И. П., Павленкова Н. И. Результаты переинтерпретации материалов ГСЗ по южному Каспию // Геофизический журнал. 1990. Т. 12, № 5. С. 60-67.

21. Зверев В. П. Массопотоки подземной гидросферы. М., 1999. 97 с.

22. Голубов Б. Н., Катунин Д. Н. Импульс гидровулканизма и дегазации недр Дербентской котловины как возможный фактор массовой гибели рыбы в Каспийском море весной 2001 г. // Матер. междунар. конф. «Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002.

С. 31-33.

23. Зверев В. П., Костикова И. А. Седиментационные воды Каспийского осадочного бассейна. М.: Научный Мир, 2008. 138 с.

24. Якубов А. А., Алиев Ад. А., Рахманов Р. Р. Грязевые вулканы Азербайджана. Баку: Элм, 1976. 216 с.

25. Алиев Ад. А., Рахманов Р. Р., Гасаналиева Т. И. Грязевые вулканы Азербайджана. Баку, 2006. 133 с.

26. Алиев Ад. А. Грязевой вулканизм Южно-Каспийского нефтегазоносного бассейна // Труды ин-та геол. НАН Азерб. № 31. Баку: Nafta-Press, 2003. С. 21-47.

27. Рахманов Р. Р. Грязевой вулканизм подвижных поясов и его геотектоническая позиция: ав-тореф дис. ... канд. геол.-мин. наук. Баку: Изд-во АН АзССР, 1982. 54 с.

28. Холодов В. Н. Грязевые вулканы: закономерности размещения и генезис. Сообщение 1. Грязевулканические провинции и морфология грязевых вулканов // Литология и полезные ископаемые. 2002. № 3. С. 227-241.

29. Гулиев И. С. Субвертикальные геологические тела — новые объекты поисков месторождений углеводородов. / Матер. Всероссийской конф. «Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть, газ и их парагенезы». М.: ГЕОС, 2008. С. 140-145.

30. Семенович В. В. Гидрогеология нефтегазоносных бассейнов. М.: МГУ, 2000. 109 с.

31. Всеволожский В. А., Киреева Т. А. Влияние глубинных газопаровых флюидов на формирование состава пластовых вод нефтегазовых месторождений // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2010. № 3. C. 57-62.

32. Петров Т. Г., Фарафонова О. И. Информационно-компонентный анализ. Метод RHA. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2005. 168 с.

33. Немцова (Плахотя) В. В., Чебанов С. В. Лингвистические последствия орфографической реформы 1918 // Структурная и прикладная лингвистика. Межвуз. сб. / под ред. А. С. Герда. СПб.: Изд-во С. Петерб. ун-та, 2010. Вып. 8. С. 60-69.

34. Петров Т. Г. Проблема разделения и смешения в неорганических системах // Геология / ред.

В. Т. Трофимов. Т. 2. М., 1995. С. 181-186.

35. Петров Т. Г. Информационный язык RHA для описания составов многокомпонентных объектов // Научно-техническая информация. 2001. № 3. С. 8-18.

36. Мошкин С. В., Шелемотов А. С., Богачев В. А., Иванников В. В., Петров Т. Г., Филиппов Н. Б., Франк-Каменецкий Д. А. «PETROS» — новый программный комплекс для обработки и анализа петрогеохимической информации // Матер. 2-го Всерос. петрограф. совещ. Сыктывкар, 2000. Т. 1.

37. Герасимов И. П., Лилиенберг Д. А. Геоморфологическая модель Большого Кавказа // Большой Кавказ — Стара Планина (Балканы). М.: Наука, 1984. С. 9-38.

38. Лилиенберг Д. А. Новые подходы к оценке современной эндодинамики каспийского региона и вопросы ее мониторинга // Изв. РАН. Сер. географ. 1994. № 2. С. 16-35.

39. Леонов Ю. Г., Антипов М. П., Волож Ю. А. и др. Геологические аспекты проблемы колебания уровня Каспийского моря // Глобальные изменения природной среды. Новосибирск, СО РАН, 1998. С. 39-57.

40. Горин В. А., Буниятзаде З. Г. Глубинные разломы, газонефтяной вулканизм и залежи нефти и газа Южно-Каспийской впадины. Баку: Азгосиздат, 1971. 190 с.

41. Хаустов В. В. Роль геодинамики в формировании гидролитосферы // Будущее гидрогеологии: современные тенденции и перспективы. СПб.: СПбГУ, ВВМ, 2008. С. 217-230.

42. Летников Ф. А. Геофлюиды в геологической истории Земли // Матер. Всеросс. Конф. «Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть, газ и их парагенезы». М.: ГЕОС, 2008. С. 8-10.

43. Мартынова М. А. О двух типах подземных вод эндогенного генезиса областей современного вулканизма // Гидрогеология и гидрогеохимия. Изд-во Лен. ун-та, 1983. Вып. 2. С. 21-32.

44. Шило Н. А., Кривошей М. И. Взаимосвязь колебания уровня Каспийского моря с напряжениями в земной коре // Вестн. АН СССР. Сер. Физика Земли. 1989. № 6. С. 83-90.

45. Кривошей М. И. Арал и Каспий (причины катастрофы). СПб., 1997. 130 с.

46. Иванова Т. П., Трифонов В. Г. Сейсмотектоника и современные колебания уровня Каспийского моря // Геотектоника. 2002. № 2. С. 27-42.

Статья поступила в редакцию 17 января 2011 г.