Среднекаспийско-карабогазский срединный массив и его положение в структуре впадины Каспийского моря

УДК 551.242.03:550.82.262.81

СРЕДНЕКАСПИЙСКО-КАРАБОГАЗСКИЙ СРЕДИННЫЙ МАССИВ И ЕГО ПОЛОЖЕНИЕ В СТРУКТУРЕ ВПАДИНЫ КАСПИЙСКОГО МОРЯ

П.Н. Куприн

Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова Поступила в редакцию 20.01.14

Геологическая история Среднекаспийско-Карабогазского срединного массива началась, вероятно, сразу же после разрушения древней платформы, частью которой он был много миллионов лет. Активная тектоника того времени оказала огромное влияние на строение краевых зон массива и его внутреннюю структуру, сохранив, однако, признаки его генетического родства с исходной платформой. Срединный массив оказался в граничной полосе между альпийской горноскладчатой системой на юге и эпигерцинской платформой на севере. В пределах последней продолжалась унаследованная складчатость. С обеих сторон субширотно протягивающегося срединного массива заложились и развивались новообразованные альпийские и унаследованные, более ранние по времени заложения, гетерогенные прогибы, контролировавшиеся движениями самого массива. Значительная разрушенность его окраин и огромные поля интрузивных комплексов типа батолитов в своде наложили определенный отпечаток на динамику и структуру смежных прогибов в мезозойско-кайнозойской толще отложений.

Ключевые слова: срединный массив, внутренняя структура, осадочно-породные бассейны, Среднекаспийская и Северо-Каспийская впадины.

При освоении южных территорий Советского Союза и России решение ряда важных теоретических и практических вопросов связывалось с Каспийским морем, с геологией его впадины, с обнаружением в ее недрах скоплений углеводородов. В последние годы только во впадинах Среднего и Северного Каспия открыто несколько крупных месторождений нефти и газоконденсата, что еще больше усилило внимание к познанию геологического строения этого региона.

Проведенные в последние десятилетия большие объемы сейсмических работ, бурение морских скважин, другие виды исследований позволяют использовать их результаты для дальнейшего углубления знаний о структуре ранее выявленных в этом регионе тектонических элементов.

В настоящей статье ставится задача — обобщить ранее известные факты о геологии Среднекаспийско-Карабогазского срединного массива и увязать их с полученными новыми данными, сопоставить их таким образом, чтобы можно было оценить его роль в разграничении осадочно-породных бассейнов и их дальнейшие возможности в качестве обособленных частей Среднекаспийского нефтегазоносного бассейна.

Следуя определениям Н.Б. Вассоевича и его коллег, под осадочно-породным бассейном понимается область прогибания земной коры с непрерывным во времени накоплением осадков и постепенным превращением их в осадочные горные породы. Достигнув определенной глубины, часть захороненного в осадочных образованиях рассеянного органического ве-

щества (РОВ) трансформируется в углеводородные соединения, из которых образуется микронефть, а затем и крупные скопления нефти. Этим условиям отвечают мезозойско-кайнозойские прогибы с юго-западной и южной стороны от массива и позднепалео-зойские и мезозойско-кайнозойские прогибы с северной и северо-восточной стороны срединного массива.

Срединный массив представляет собой часть древней платформы, которая осталась после ее разрушения. Особенностью структурного положения массива является согласное простирание контуров его окраины и обрамляющих этот массив более широких линейных складчатых зон. Важное место в структуре срединного массива занимают обширные поля развития гранитоидных интрузивов.

Среднекаспийско-Карабогазский срединный массив вместе с Азово-Кубанским, Центрально-Каракумским и Мургабским массивами образуют полосу жестких плит — остатков добайкальской и/или байкальской платформы, протягивающуюся по южной окраине эпигерцинских Скифской и Туранской плит.

Контуры и границы Среднекаспийско-Карабогазского срединного массива

Срединный массив занимает обширную территорию в Закаспии, Средней впадине Каспийского моря и в Восточном Предкавказье. В плане он имеет вид линзы, длинная ось которой вытянута в субширотном направлении на многие сотни километров (рис. 1).

На западе он утыкается в смежный склон Ставропольского поднятия с высоким залеганием в фундаменте поверхности домезозойских магматических и метаморфических пород. Юго-западная окраина располагается в пределах пологого платформенного склона Терско-Каспийского краевого прогиба. Сейсмические данные и смена мозаичных линейными гравитационными и магнитными аномалиями не позволяют продолжить ее за пределы оси этого прогиба в сторону Большого Кавказа. Граница срединного массива здесь следует параллельно простиранию передовых антиклинальных зон на крутом (Кавказском) склоне краевого прогиба.

Южная граница проходит с северной стороны Ап-шеронского порога, где она фиксируется ступенями в естественных геофизических полях, на профилях ГСЗ и МОГТ. Вблизи Восточного побережья Каспия граница проводится по резкой смене в южном направлении обнажающихся на дневной поверхности Кубада-га магматических пород мощной толщей терригенных отложений четвертичного возраста в Красноводском заливе. Здесь поверхность магматических пород опущена на глубину до 12—15 км и более.

Северная граница срединного массива в Восточном Предкавказье проводится вдоль и в непосредственной близости от русла нижнего течения р. Кумы. В этой местности выявлена полоса относительно высокого

структурного положения поверхности метаморфических, эффузивно-осадочных и гранитоидных пород. В Прикумской области, где располагается западная периклиналь, поисково-разведочным бурением исследовано более 100 площадей. По устному сообщению Н.Ш. Яндарбиева, на 38 площадях 63 скважины вошли здесь в породы фундамента на глубине от 3520 до 6032 м. На поднятиях Южно-Буйнакское, Восточно-Песчаное, Тарумовское, Капиевское и Мартовское выявлены граниты на глубине от 4190 до 4792 м. Первые две площади находятся вблизи русла р. Кумы, т.е. как раз там, где следует проводить сейчас северную границу периклинали срединного массива. Граниты залегают среди метаморфических пород и в двух—трех случаях соседствуют с эффузивными породами, представленными туфами (Бажиган скв. 2) и порфирита-ми (Южно-Буйнакская скв. 1, Мартовская скв. 18). Преимущественным развитием пользуются аргиллиты, филлиты, глинисто-серицитовые, глинистые и другие сланцы, различные по плотности кварциты, сильно уплотненные песчаники, алевролиты, известняки и др.

Во впадине Среднего Каспия северная граница срединного массива проходит в широтной полосе изменениями мозаичных контуров локальных аномалий в гравитационном и магнитном полях на ее южном краю, линейными аномалиями в ее северной

Рис. 1. Положение Среднекаспийско-Карабогазского срединного

массива в структуре впадины Каспийского моря: 1 — окраина Русской плиты; 2 — Среднекаспийско-Карабогазский срединный массив; 3 — ступенчато-блоковые структуры на окраинах срединных массивов; 4—7 — площади, занятые линейными теконическими элементами герцинид с завершенной складчатостью: 4 — в карбоне—ранней перми, 5 — то же в пермо-триасе, 6 — сформировавшиеся в позднем триасе—ранней юре над неровностями поверхности палеозойских отложений, 7 — то же, образующие складки основания в структурах внешнего края альпийской горно-складчатой области; 8—10 — зоны шовно-глыбовых дислокаций: 8 — докембрийско—раннепалеозойского, 9 — докембрийского и 10 — альпийского возраста; 11—12 — разломы: 11 — разделяющие структурно-фациальные зоны, крупные тектонические блоки и ступени, 12 — разделяющие структурно-фациальные подзоны и тектонические блоки небольших размеров; 13 — Терско-Каспийский краевой прогиб (в том же месте, где показан знак 7); 14—17 — оси: 14 — гравитационных аномалий, 15 — магнитных аномалий, 16 — крупных неогеновых антиклинальных складок в Закаспии, 17 — то же — юрских складок; 18— 21 — предполагаемая граница распространения геосинклинальных комплексов на северо-восточном склоне Большого Кавказа: 18 — в палеозое и триасе, 19 — в позднем мелу, 20 — в майкопское время, 21 — в среднем миоцене; 22 — тектонические элементы (цифры в кружках): 1 — южная окраина Русской плиты; 2, 3 — Межнадвигово-Южно-Эмбинская зона шовно-глыбовых дислокаций; 4, 5 — структурная зона кряжа Карпинского и ее продолжение на п-ове Бузачи; 6 — Каратюлей-Самский блок Северо-Устюртского срединного массива; 7 — Бузачинско-Карабаурская структурная зона; 8 — зона Манычских дислокаций; 9—10 — Мангышлакская структурная зона и ее морское продолжение. Среднекаспийско-Карабогазский срединный массив и его своды: 11 — западная периклиналь (Восточно-Предкавказский); 12 — Среднекаспийский; 13 — Карабогазский. Терско-Каспийский краевой прогиб и его части: 14 — Терско-Сунженская, 15 — Дагестанская—Северо-Апшеронская, 16 — Каспийско-Келькорская

части. Эта особенность в строении естественных геофизических полей во впадине Среднего Каспия была подмечена еще в 1958 г. Ю.Н. Годиным (1969), а затем Я.П. Маловицким (1964).

В море северная граница срединного массива была уточнена сейсмическими съемками и профилями ГСЗ и МОГТ Данные этих исследований совпадают, и ныне она показывается извилистой линией, соединяющей район мыса Мелового и расположенного на нем г. Ак-тау (бывший г. Шевченко) на Мангышлаке с северным берегом Кизлярского залива на противоположном побережье Каспия.

В восточной половине граница срединного массива проходит у подножий складчатых сооружений Горного Мангышлака, Туаркыра, Большого Балхана и Кубадага. На Мангышлаке она в виде очень крупной высокоамплитудной гравитационной ступени и отражающей ее в осадочной толще Большой Южно-Мангышлак-ской флексуры находится на прямом продолжении морской северной границы массива.

Граница срединного массива в Закаспии отодвинута к северу по сравнению с ее положением на наших ранних картах (Куприн, 1983). Причиной послужили результаты бурения поисково-разведочной скважины на пл. Бортовой, которая находится примерно в 30 км восточнее г. Актау и на северо-восток от месторождения нефти Оймаша. На глубине 4215 м скв. 1 вскрыла такие же лейкократовые граниты, какие образуют гранитный массив на Оймашинской складке (рис. 2) (Куприн, 1985).

На востоке граница занимает узкую полосу между берегом залива Кара-Богаз-Гол и складчатым сооружением Туаркыра. Высоко приподнятые магматические, главным образом гранитоидные, породы в горноскладчатых сооружениях Большого Балхана и Куба-дага выступают в виде краевой шовно-глыбовой зоны альпийского возраста, сочленяющей морскую и сухопутную южные границы Среднекаспийско-Карабо-газского срединного массива.

Тектоническая позиция срединного массива

Срединный массив является важнейшим тектоническим элементом молодой эпигерцинской платформы. Часть этой платформы на восток от Каспийского моря называется Туранской, а на запад — Скифской плитой. Естественной границей между ними служит дискордантно ориентированная к их простиранию впадина Каспийского моря.

Южный и юго-западный края срединного массива позднеальпийским тектогенезом были вовлечены в опускание и ныне составляют глубоко погруженный фундамент пологого платформенного склона Терско-Каспийского краевого прогиба; здесь они являются структурным элементом фундамента этого прогиба. Крутой склон краевого прогиба осложнен передовыми линейными структурными зонами, принадлежащими горно-складчатому сооружению Большого Кавказа.

Рис. 2. Распространение гранитоидов в восточной части срединного массива:

1 — местоположение скважин, вскрывших гранитоды и другие породы фундамента; 2 — граница срединного массива; 3 — изогипсы поверхности гранитоидных пород; 4 — разрывы регионального масштаба; 5 — зона шовно-глыбовых дислокаций; 6—9 — возраст гранитов: 6 — ордовик, 7 — средний—поздний девон, 8 — поздний

карбон—ранняя пермь, 9 — поздняя пермь—ранний триас

Однако в фундаменте и этих тектонических элементов присутствуют гранитные блоки разрушенной в соответствующее время юго-западной окраины срединного массива.

С запада срединный массив соседствует с крупным Ставропольским сводом, входящим в систему поперечных поднятий Большого Кавказа, Центрального Предкавказья, Ергеней и Западного Сырта.

В Восточном Предкавказье к северу от западной периклинали срединного массива в мезозойско-кай-нозойских отложениях выявлены линейно вытянутые тектонические валообразные элементы с герцинским фундаментом. В непосредственной близости от края срединного массива, захватывая его раздробленные периферийные блоки, располагаются структурно-фа-циальные зоны и подзоны, в которых складки фундамента образовались в основном в позднем триасе — ранней юре. Ныне эти структурные зоны охватывают широкую полосу Манычского прогиба, Южного Мангышлака и Южного Устюрта.

На продолжении структурных линий Манычского прогиба во впадине Среднего Каспия деформации мезозойско-кайнозойских отложений представлены группой валообразных поднятий под названием Тю-леневских и продолжающих их к востоку таких круп-

ных складок, как Бирюзакское-море, Жемчужная, Сарматская, Дружба, с выявленными залежами нефти и газоконденсата поднятия 170-го километра и Хва-лынское. В Закаспии эти валы сочленяются с антиклинальными зонами северного склона Южно-Ман-гышлакского прогиба.

Севернее этой полосы располагаются такие же линейно вытянутые структурные зоны, но складки фундамента в них сформировались предположительно в результате позднекаменноугольно-раннепермских тектонических процессов. На западе это линейные складки Уланхолско-Каспийской и Промысловско-Ракушечной зон. В Каспийском море продолжением их к востоку служат сложно построенные валы, в сводах которых уже выявлены Петровская, Морская, Осетровая, Ракушечная, Широтная (им. Ю. Корчагина), Шевченко и Караганская (Тюбкараганская) ан-

Рис. 3. Положение осей разновозрастных прогибов в фундаменте

и мезозойско-кайнозойской толще пород: 1—2 — оси структурных элементов по породам палеозойского фундамента: 1 — на поднятиях, 2 — в прогибах; 3—10 — оси прогибов по отложениям: 3 — верхней перми—нижнего триаса, 4 — среднего—верхнего триаса, 5 — верхнего триаса, 6 — верхнего триаса—нижней юры, 7 — средней юры, 8 — верхней юры, 9 — мела, 10 — майкопской серии; 11 — граница срединного массива; 12 — зона шовно-глыбовых дислокаций; 13 — разломы регионального масштаба; 14 — положение вреза речной артерии плиоцен-четвертичного возраста; 15 — разведочные площади (цифры в кружках): 1 — Петровская, 2 — Зюдевская, 3 — Кулалинская, 4 — Морская, 5 — Осетровая, 6 — Ракушечная, 7 — Широтная, 8 — Шевченко, 9 — Караганская (Тюбкараганская), 10 — группа поднятий, связанных с Тюленевским валом, 11 — Сарматская, 12 — поднятие 170-го километра, 13 — Дружба, 14 — Хвалынское, 15 — Ялама-Самур, 16 — Центральное; 16 — линия геолого-геофизического разреза

тиклинальные складки. На Ракушечном и им. Ю. Корчагина поднятиях обнаружены скопления нефти и газоконденсата промышленного значения. Названные складки структурно связаны с зонами антиклинальных складок на п-ове Тюбкараган и Горном Мангышлаке.

На продолжении кряжа Карпинского на восток во впадине Северного Каспия обнаружено несколько крупных поднятий, также приуроченных к сводам субширотных валов. С запада на восток расположены Полдневская, Зюдовская, Кировско-Карадагская, Белинская и крупная Кулалинская складки. Последняя очень близко подходит к Каражанбасскому валу на п-ове Бузачи. Возраст фундамента в них явно позд-непалеозойский (рис. 3).

Детальные геофизические съемки последних лет и результаты бурения поисково-разведочных скважин в Северной и Средней впадинах Каспийского моря подтвердили высказывавшиеся ранее предположения о прямых структурных связях между структурными зонами Восточного Предкавказья, Северного Устюрта, Бузачей и Закаспия на всем его пространстве от Горного Мангышлака до Челекена. В указанных впадинах вырисовывается положение связующих элементов в виде субширотных валов и разделяющих их прогибов. Наличие таких связей проявляется и в домезозой-ских, и в мезозойско-кайнозойских отложениях до среднего миоцена включительно. Повсеместно бурением и геофизическими методами подтверждается явление унаследования складками платформенного чехла структурных элементов фундамента как по положению — ориентировке, так и по знаку, т.е. по поднятиям и прогибам (Куприн, Шалухина, 1976).

Проблемной остается позиция срединного массива в таком важном процессе, как изменение плановых соотношений между прогибами допозднемиоценово-го и послепозднемиоценового времени. До сих пор нет однозначного ответа на вопрос: почему же так резко изменился структурный план обширной территории, когда простирание прогибов допозднемиоце-нового времени трансформировалось в меридиональное и оно было унаследовано впадиной современного Каспийского моря? Достаточно ли признания того факта, что в палеозойское время геологические тела в фундаменте впадины Каспийского моря, контролировавшие расположение гравитационных и магнитных максимумов и направление их главных осей, имели преимущественно субмеридиональную и меридиональную ориентировку и были в конце среднего миоцена активизированы тектоническими процессами (Куприн, 1983). Если достаточно, то вполне приемлемым объяснением совершившегося процесса может быть допущение смены направления и режима волновых колебательных движений в земной коре с широтного на меридиональное. Возникновение движений такой направленности обусловило интенсивную активизацию древних структурных элементов, например, каледонского и возможно даже байкальского возраста, которые имели меридиональную ориенти-

ровку. Вслед за этим могло последовать изменение плана прогибания впадины Каспийского моря, в результате чего она приобрела поперечное по отношению к Кавказу простирание. Ограничивающие ее с запада меридионально ориентированные зоны поднятий, включающие Грузинскую глыбу, главную геоантиклиналь Большого Кавказа, Ставропольский свод, Ергени и Западный Сырт, а с востока — Мугоджары, Бузгульский и Центрально-Каракумский срединные массивы, приурочены к гребням «поперечных волн», а сама Каспийская впадина с близко расположенными территориями — к подошве разделяющей их волны. Послепозднемиоценовая впадина Каспийского моря наложилась таким образом на ранее существовавшие прогибы. Это повлекло за собой изменение плана распределения мощностей, литологических типов осадочных образований и послепозднемиоце-новых структурных форм по отношению к тектоническим и палеогеографическим элементам более раннего формирования. Такая дискордантность проявляется в одинаковой степени в соотношениях региональных и локальных структур (Алиханов и др., 1975; Куприн, 1968, 1983; Маловицкий, 1964).

Мезозойско-кайнозойские прогибы юго-западного обрамления срединного массива

Юго-западная часть впадины Срединного Каспия охватывает Терско-Каспийский краевой прогиб и примыкающую к нему полосу смежного склона горноскладчатого сооружения Большого Кавказа. Здесь развиты складки Восточной, Западной и Мугринской антиклинальных зон и разделяющие их синклинальные зоны. Продолжением этих элементов на северо-запад и запад служат такие же зоны поднятий и прогибов на территории Дагестанского клина, Чечни, Ингушетии и Северной Осетии. Складчатые зоны образовались на месте прогибов в конце мезозоя — начале кайнозоя (Безбородов и др., 1958).

Структура и палеогеография тектонических элементов северо-восточного склона Большого Кавказа изучена достаточно подробно и глубоко. На складках передовых зон, содержащих скопления нефти и газа, пробурены тысячи скважин и выполнены детальные площадные сейсмические и гравимагнитные съемки. Передовые антиклинальные зоны обладают высокой обнаженностью и поэтому покрыты крупномасштабными геологическими и геолого-структурными съемками. Содержание выполненных работ опубликовано в многочисленных монографиях и в великом множестве статей, представлено огромным количеством различных карт. Наиболее полная сводка результатов интерпретации геолого-геофизического фактического материала и бурения изложена в многотомных трудах Комплексной Южной геологической экспедиции АН СССР (КЮГЭ), опубликованных в 1958-1962 гг. Организатором и научным руководителем КЮГЭ с 1952 по 1962 г. и автором многих работ был профессор МГУ

И.О. Брод. Достоверно обоснованные огромным и разнообразным фактическим материалом важнейшие выводы практически по всем вопросам геологического строения и нефтегазоносности Юга России не только не утратили своего значения, но и ныне продолжают быть генератором принципиальных решений по выбору направлений дальнейших поисково-разведочных работ на нефть и газ в Восточном Предкавказье и во впадине Каспийского моря.

Для выполнения рассматриваемых в настоящей статье вопросов подчеркнем значение ряда уже решенных проблем, и в первую очередь по палеогеографии отдельных территорий и минералогии некоторых интервалов разреза мезозойских отложений.

Важнейшей и не подвергающейся никакому сомнению чертой палеогеографии северо-восточного склона Большого Кавказа является продвижение зон максимальных мощностей отложений от ранней юры до времени накопления майкопской серии в направлении от оси Главного Кавказского хребта к равнинным районам Восточного Предкавказья и к впадине Среднего Каспия.

На рис. 3 схематично показано положение осей прогибов средней и поздней юры, мела и кайнозоя, в которых суммарные мощности отложений соответствующего возраста увеличивались в направлении от бортов к осевой зоне прогиба. Столь же важным представляется неуклонное смещение во времени осевой зоны прогибов на северо-восток по мере удаления от Главного Кавказского хребта. Это означает, что в этом направлении разрасталась его главная геоантиклиналь и происходил постепенный захват смежной платформенной области накатывающимися на нее прогибами. Наличие этой платформенной области, служившей источником обломочного материала для мезозойско-кайнозойских прогибов, находит подтверждение и в изменении литологического состава отложений. Все исследователи, изучавшие отложения нижней, средней и верхней юры, мела, майкопской серии и среднего миоцена, отмечали постепенное погрубение частиц осадков и увеличение количественного содержания песчаных и алевролитовых пластов в направлении к Среднекаспийско-Карабогазскому срединному массиву, или, как его раньше называли, к Среднекаспий-ской суше. Показательными в этом отношении являются данные о более высоком среднем содержании песчаного материала в терригенных породах юры, нижнего и верхнего мела, олигоцена и миоцена на северо-восточных бортах прогибов соответствующего возраста (Вассоевич, 1959; Гроссгейм, 1957; Конюхов, 1959).

Такая же закономерность отмечена в распределении литологических типов в терригенно-карбонатной толще верхней юры: известняки с повышенным содержанием песчано-алевритового материала обычно встречаются в разрезах северо-восточных бортов позд-неюрских прогибов, а более чистые их разности находятся в осевой зоне и на противоположных бортах.

Северо-восточные борта прогибов кимериджского и титонского веков отличаются от других их частей присутствием сульфатно-карбонатных осадков, накапливавшихся в условиях мелкого моря и лагун. Состав карбонатных отложений в осевых частях и на противоположных бортах характеризуется отсутствием лагунных сульфатных образований.

Существование высоко приподнятого Среднекас-пийско-Карабогазского срединного массива в юрско-меловое время подтверждается также изменением состава минеральных ассоциаций с северо-востока в сторону Главного Кавказского хребта. В породах юрского возраста в этом направлении уменьшается, например, содержание полевых шпатов по сравнению с кварцем, который, как известно, является более стабильным и устойчивым к разрушению минералом. В этом же направлении возрастает роль и таких устойчивых минералов, как гранат, циркон, рутил, турмалин, и уменьшается содержание пироксенов, амфиболов и эпидотов, а в отдельных случаях они полностью отсутствуют. В терригенных породах мелового возраста минеральный состав их на северо-восточных бортах прогибов разнообразнее за счет появления глауконита, ставролита, сфена, эпидота, пирита и др. При этом наблюдается уменьшение относительного содержания циркона, турмалина, минералов группы анатаза и брукита и увеличение их в породах противоположного борта.

Таким образом, приведенные сведения о литологии и палеогеографии рассматриваемой области позволяют уверенно говорить о том, что главным источником для формирования осадков и состава отложений в прогибах мезозойского возраста на северо-восточном склоне Большого Кавказа служили территории, находившиеся на месте современной впадины Среднего Каспия и Восточного Предкавказья, т.е. в границах современного Среднекаспийско-Карабогазского срединного массива. В мезозое это были структурно высокоприподнятая расчлененная суша или обширное мелководье, где вблизи или даже на дневной поверхности располагались гранитоидные породы. Продукты разрушения этих пород служили источниками обломочных кварцево-полевошпатовых частиц для основной массы песчаников и алевролитов, накапливавшихся в прогибах юрского и мелового возраста.

Стабильное положение занимает Терско-Каспий-ский краевой прогиб, который начал формироваться еще в позднем олигоцене, а в конце сарматского века испытал интенсивное опускание, но сохранил до настоящего времени неизменным положение осевой зоны. В режиме его развития господствует погружение. Суммарная мощность майкопских и более поздних отложений превышает 4000 м. Н.Б. Вассоевич и В.А. Гроссгейм по результатам палеогеографических и минералогических исследований установили, что прогрессивное погружение осевой зоны краевого прогиба компенсировалось преимущественно обломочным материалом, значительная часть которого поступала с севера, со стороны срединного массива.

Шарнир Терско-Каспийского краевого прогиба имеет крупные положительные ундуляции в области Дагестанского клина и Ялама-Худатского структурного выступа в Прикаспийско-Кубинском нефтегазоносном районе Азербайджана. В результате этого по простиранию в нем образовались Терско-Сунжен-ская, Дагестанская и Северо-Апшеронская мульды. Каждая из них представляет собой обособленный осадочно-породный бассейн определенного этапа развития рассматриваемого региона.

С востока Северо-Апшеронская мульда ограничена Красноводско-Дарджинским выступом гранитоидных пород, за которым на восток располагается одновоз-растный Келькорский сегмент Предкопетдагского краевого прогиба.

Прогибы северного и северо-восточного обрамления срединного массива

Выделяемые здесь прогибы и разделяющие их поднятия начали формироваться еще в палеозойских геосинклиналях и продолжали свое развитие и после герцинской складчатости. По сравнению с прогибами юго-западного обрамления эти прогибы занимают более обширную территорию и отличаются большей шириной (рис. 3). Однако мощности выполняющих отложений юрского, мелового, палеогенового и неогенового возраста значительно уступают таковым прогибов юго-западного обрамления. Эти различия обусловлены неодинаковыми механизмами образования прогибов. В прогибах юго-западного обрамления доминировал режим развития зрелой альпийской геосинклинали, а на территориях, где ныне располагаются северные прогибы, протекали процессы завершающего этапа развития геосинклинали. Поэтому в них накопились меньшие мощности отложений, преобладала германотипная складчатость, постепенно переходившая в постумную складчатость. А.Л. Яншин подробно охарактеризовал этот тип складчатости в Закаспии, отметив, что одной из главных особенностей являются одновременно проявляющееся унаследование более ранних складок складками более молодого возраста и конседиментационный режим накопления отложений более молодого возраста.

В развитии прогибов и разделяющих их валооб-разных поднятий в западной и восточной частях региона также наблюдаются существенные отличия, которые касаются главным образом плана расположения осевых зон прогибов и режимов накопления в них осадков. В Восточном Предкавказье отчетливо выражена последовательная смена в фундаменте на север от западной периклинали срединного массива позднетриасовых-раннеюрских, затем ранне-средне-триасовых и на кряже Карпинского позднепалеозой-ских структурных элементов. С восточной стороны впадины Каспийского моря такая закономерность не проявляется из-за существования в пермско-триасо-вое время на месте Горного Мангышлака обширного

и глубокого авлакогена, интенсивно заполнявшегося преимущественно терригенными осадками. В рэт-лейасовое время они были дислоцированы по типу альпийской складчатости. Имеются и другие важные различия как в строении самих впадин Северного и Среднего Каспия, так и в сухопутных областях данного региона. Однако вскрыть и исследовать многие из этих особенностей не представляется пока возможным из-за глубокого залегания древних толщ. Выполненные здесь объемы геолого-геофизических исследований и бурения еще недостаточны для полного установления его структуры, для выявления всех палеогеографических эпизодов в его развитии.

Палеозойские отложения вскрыты многими скважинами на разведочных площадях Восточного Предкавказья и на территориях на восток от Каспийского моря. Фаунистически доказанными являются осадочные толщи силура, девона, карбона и нижней перми, но их принадлежность к платформенным или геосинклинальным режимам образования остается до сих пор неопределенной.

Значительно больше имеется сведений о пермо-триасовых отложениях, которые, за исключением Горного Мангышлака и его морского продолжения, плащеобразно перекрывают все более древние образования и в Восточном Предкавказье, и в Южно-Эм-бинской области, и в Закаспии. Близкими условиями залегания обладают пермо-триасовые отложения во впадинах Среднего и Северного Каспия, о чем можно судить по строению их разрезов. На площади им. Ю. Корчагина скв. 1 на гл. 2457 м и скв. 2 на гл. 2020 м вскрыли полого залегающую более чем 40-метровую пачку переслаивающихся аргиллитов и алевролитов, содержащих фауну верхнего подъяруса оленекского яруса нижнего триаса. Верхний метровый слой светлоокрашенных пород характеризуется признаками коры выветривания каолинитового типа. В залегающих выше отложениях средней юры ясно выраженный базальный слой не обнаружен. По данным биостратиграфических исследований (В.А. Гаврилова, С.Н. Здоб-нова и др.), из разрезов скважин на пл. им. Ю. Корчагина выпадают отложения среднего и верхнего триаса, нижней и части средней юры вплоть до ааленского яруса.

Широкое распространение в рассматриваемом регионе триасовых мелководно-морских пологозале-гающих отложений подтверждается результатами интерпретации сейсмических профилей МОГТ. Размытая поверхность триасовой толщи на сейсмических профилях выражена отчетливым отражающим горизонтом, по возрасту и литологически привязанным к разрезам указанных скважин на пл. им. Ю. Корчагина.

Породы пермотриаса подверглись сравнительно спокойным деформациям, большая часть которых имеет германотипный облик. Их особенностью являются небольшая амплитуда, коробчатая или корытообразная форма, широкий и пологий свод и относительно узкие и крутые крылья. Изредка встречаются зоны дробления и диапироподобные образования.

Как правило, эти складки унаследовали складки палеозойского фундамента. Степень дислоцированности пород убывает снизу вверх, от более древних к более молодым отложениям. Во впадине Среднего Каспия на юг от морского продолжения Горного Мангышлака и связанных с ним структурных зон в Восточном Предкавказье пермотриасовые и мезозойско-кайнозойские отложения дислоцированы слабее, чем во впадине Северного Каспия.

Повсеместно в разрезах пробуренных скважин присутствуют отложения юрского, мелового, палеогенового, неогенового и четверичного возраста. Их литолого-петрографический состав хорошо изучен. Нижне-среднеюрские, верхи нижнего и низы верхнего мела, практически весь олигоцен, низы миоцена, большая часть плиоцена и четвертичная толща представлены песчанистыми и глинистыми породами. Верхняя юра, низы нижнего мела, верхи верхнего мела, палеоцен, эоцен, часть среднего и верхний сармат, некоторые части меотиса и понта слагаются терри-генно-карбонатными, карбонатными и сульфатно-карбонатными породами. Мезозойско-кайнозойские отложения образуют пологие широкие малоамплитудные складки, изредка имеющие весьма сложные формы. Но чаще всего встречаются слабовытянутые или даже мозаичные складки, осложняющие своды вытянутых валообразных субширотных поднятий и днища разделяющих их прогибов. Разрывные дислокации встречаются в низах разрезов нечасто, и они, как правило, не доходят до майкопских отложений.

Во многих местах в основании платформенного чехла располагается слой базальных пород, в которых главную роль играют гравийно-галечные песчаники, а иногда устанавливается кора выветривания пород фундамента.

Впервые состав пород и условия залегания базаль-ного слоя в основании платформенного чехла в восточной части срединного массива были охарактеризованы при описании разреза скв. 153 на Куроикском поднятии вблизи пос. Кошоба на Красноводском п-ве. Наличие базального слоя отмечается на многих складках, где скважинами вскрываются метаморфические и магматические породы палеозойского возраста (таблица) (Куприн, 1974, 1982, 1985; Куприн, Мирзаханов, 1962).

Строение срединного массива

Срединный массив имеет сложный рельеф поверхности и сложную внутреннюю структуру. По мере продвижения от его вершины к окраинам наблюдается усложнение внутреннего строения самого массива и расположенных над ним складок в мезозойско-кай-нозойской толще. При движении на юг и на север от вершины на наклонной поверхности в отдельных местах возникают уступы, в других — террасы, ступени, флексуры и т.д. Наиболее высокое положение эта поверхность занимает на п-ове Омчалы в заливе Кара-

Богаз-Гол, где вскрыта скважиной на глубине 1005 м. Но уже на берегу Карабогазского пролива, на северном окончании Южной Карабогазской косы, глубина ее достигает 1173 м, в Северном Прикарабогазье на поднятии Южный Аламурын углубляется до 2580 м, а еще севернее, на поднятии Оймаша, глубина поверхности гранитных пород колеблется от 3589 до 4200 м. На самом северном, Бортовом поднятии их поверхность залегает еще глубже — на отметке -4215 м.

Отчетливо виден наклон поверхности срединного массива и в южном направлении. На площадях Ад-жигир и Акпар (Красноводский п-ов) под базальны-ми гравийно-галечными песчаниками нижнего мела скважины вскрывают склон этого массива на глубине соответственно 1320 и 1764 м (рис. 2) (таблица).

На поднятиях Восточного Предкавказья видна примерно такая же картина регионального погружения поверхности домезозойского фундамента на север и на юг от наиболее высокой части западной перикли-нали. В ее пределах на пл. Бажиган скв. 2 на гл. 3906 м вошла в туффиты, залегающие на поверхности этого фундамента. Это самая высокая точка в этом районе свода западной периклинали. На север от этого места глубина фундамента увеличивается, и уже на пл. Мартовское в скв. 18 она равна 4298 м. Под толщей мезозойских отложений на этой же глубине залегают порфириты, а на гл. 4302 м — граниты. На упоминавшейся ранее Южно-Буйнакской площади скв. 1 поверхность фундамента вскрыта на гл. 4516 м, а граниты — на гл. 4592 м; сверху граниты перекрываются порфиритами. В разрезе скв. 2 на этой же площади граниты обнаружены на гл. 4710 м. В разрезе скв. 1 на Восточно-Песчаном поднятии на гл. 4763 и 4792 м вскрыты соответственно поверхность фундамента и граниты. В южном направлении на разведочной площади Капиевская скв. 4 поверхность фундамента вскрыта на гл. 4101 м, а граниты — на гл. 4190 м. На расположенной западнее разведочной пл. Граничное поверхность фундамента находится на гл. от 3708 до 3793 м, а в разрезе скв. 1 на более южной складке Сев. Соляное она вскрывается уже на гл. 4281 м. На пл. Тарумовская в скв. 2 на гл. 4569 м обнаружены

граниты. На более южных площадях поверхность фундамента и срединного массива достигает еще больших глубин. Более полное представление о рельефе поверхности массива дают сейсмические профили. На рис. 4 показан региональный геолого-геофизический профиль по линии Махачкала-Мангышлак (Рагимханов, Гаджиев, 1976). На нем видно, что в осевой зоне Дагестанской мульды поверхность массива опускается на глубину примерно 12,3 км, а на его вершине она имеет отметку около 7,5-8 км.

Высокоамплитудный глубинный разлом на этом профиле показан в том месте, где проходит граница массива и краевого прогиба.

Отчетливо поперечный контур срединного массива представлен на глубинном геолого-геофизическом разрезе по профилям ГСЗ и МОГТ в Каспийском море по линии Ялама-Мангышлак (рис. 5). Днище Северо-Апшеронской мульды по сравнению с Дагестанской мульдой приподнято до глубины 7,8-8 км. На вершине свода его поверхность имеет глубину 3,8-4 км. Поверхность срединного массива с юго-западной стороны осложнена несколькими крупными разрывами, ограничивающими на краю массива горсты и грабены дотриасового заложения. Допермо-триасовые разрывы и обозначенные ими блоки показаны на окраине противоположного склона. На Южном Мангышлаке поверхность срединного массива переходит в поверхность складчатых пород фундамента (Хортов, 2006).

Сложный рисунок рельефа свойствен и самому своду массива. В региональном плане намечаются по крайней мере четыре крупных выступа, разделяющиеся поперечными к их простиранию седловинами, промоинами и «заливами». Центральный выступ получил название Среднекаспийского, восточный — Карабогазского свода, а северо-восточный назван Ойма-шинским сводом. Более или менее обособлена вершинная полоса западной периклинали срединного массива. Лучше других исследована седловина между Карабогазским и Среднекаспийским сводами. Имеющиеся фактические данные свидетельствуют о том, что с запада Карабогазский свод ограничен крупной

Махачкала

Терско-Каспийский Средне-Каспийское

прогиб

поднятие

Южно- Мангышлакская

Мангышлакский зона поднятий пР°гиб Карасан Т|°беджик

Рис. 4. Региональный геолого-геофизический профиль по линии Махачкала-Мангышлак (с изменениями) (Рагимханов, Гаджиев, 1976): 1 — отражающие горизонты; 2 — поверхность палеозойского фундамента; 3 — глубинный разлом

Сведения о породах фундамента, вскрытых скважинами на Среднекаспийском срединном массиве

Площадь, № скважин Глубина до поверхности фундамента, м Название породы, интервал проходки скважиной в м Абс. возраст пород, п106 лет, индекс возраста Литературные источники

З а к 1 с п и й. Красноводск и й п-ов

П-ов Дарджа, 179 455 граниты лейкократовые, 455—460 200±10 (240±10)*, Т1 Куприн, Мирзаханов, 1962

Аджигир, 1 1320 граниты биотитовые, 1320—1415 300±10 (360-375)*, D3 Куприн, 1974

Акпар, 1 1764 диорит-порфириты, 1764—1800 220±10(264-275)*, Р2

Залив Кара-Богаз-Гол, п-ов Омчалы, 159 1108 граниты, 1108-1118 С1 (?) Куприн, 1974, 1982, 1985; Куприн, Мирзаха-нов, 1962 Нурлыбаев и др., 1987

П-ов Омчалы, 161 1005 граниты, аплиты, 1005-1011 295-310, С2-Р1

Южная Карабогазская коса, северное окончание, 1 1173 граниты, 1173-1202 440

Пос. Аим, 2 1096 порфириты, туфы, туффиты, 1096-1230 ранний палеозой

Пос. Карши, 3 1119 альбит-кварц-амфиболитовые сланцы, 1119-1134 ранний палеозой

Северное Прикарабогазье

Южный Аламурын, 1 2580 амфиболиты, роговики, различные сланцы, 2580-2866 228±10 (273-285)*, Р1

Южный Аламурын, 1 2866 граниты биотитовые, 2866-2869 300±8 (360-375)*, D3

Южный Аламурын, 2 2588 серицито-кварцевые и другие сланцы, 2588-2674 172±10 (273-285)*, Р1

Джанорпа, 4 2741 амфиболитовые сланцы, >2735-2741 палеозой

Букбаш, 2 2920 граниты биотитовые, граниты-тоналиты, 2920-2994 365-370, D3

Южный Мангышлак

Оймаша, 9 3589 граниты лейкократовые, биотито-вые, 3589-3910 265-270, Р2

Бортовая, 1 4215 граниты лейкократовые, 4215-4315 С3 -Р1

Северная Ракушечная, 1 3540 туфогенные алевролиты, 3540-3547 182 ± 8, 11

Северная Ракушечная, 1 3680 туффиты, 3547-3695 210±10, Т3

Восточное Предкавказье

Восточно-Песчаная, 1 4763 граниты, 4782-4795 палеозой Яндарбиев (устное сообщение) Материалы «Дагнефти»

Восточно-Песчаная, 2 4792 - ' ' -, 4792-4800

Южно-Буйнакская, 1 4516 - ' ' -, 4592-4593

Южно-Буйнакская, 2 4710 - н -, 4710-4802

Капиевская, 4 4101 - н -, 4190-4193

Мартовская, 18 4298 - '' -, 4302-4305

Тарумовская, 2 4569 - '' -, 4580-4701

* Цифры возраста увеличены на 20—25% от исходных значений. Возраст определен по последней Международной хроностратигра-фической шкале (у2013/01; www.stratigraphy.org).

— Бол. Кавказ —I- Каспийское море-|-Зап. Каратау

Рис. 5. Глубинный геолого-геофизический разрез по профилю ГСЗ № 2/74 в Каспийском море по линии Ялама-Центральное-

Мангышлак (Хортов, 2006):

1 — палеозойский фундамент; 2 — складчатые комплексы Кавказа и Горного Мангышлака; 3 — скважины разведочного бурения; 4 —

граничные скорости сейсмических волн, км/с

ступенью и расположенным в ее пределах региональным субмеридиональным разломом. Обе эти структурные формы проходят почти параллельно на некотором удалении от восточного берега Каспийского моря. Тектоническая природа этих образований подтверждается данными гравиметрической и магнитной съемок (Годин, 1969; Куприн, 1964). Сейсмическими исследованиями установлено, что меридионально ориентированная поперечная седловина отделяет Сред-некаспийский свод от его западной периклинали, а также наличие в ее пределах субширотного выступа.

По результатам сейсмических исследований и бурения между Карабогазским и Оймашинским сводами также выделяется широтно ориентированная обширная седловина (рис. 2) (Куприн, 1983, 1985; Маловиц-кий, 1964). Поверхность каждого свода в свою очередь осложнена локальными выступами и понижениями, о чем свидетельствуют контрастно расположенные в их пределах высотные отметки поверхности метаморфических и гранитоидных пород. Общий наклон поверхности сводовой полосы срединного массива по его простиранию ориентирован с востока на запад, от п-ова Омчалы к Восточно-Песчаному поднятию в Восточном Предкавказье. На расстоянии более 800 км между этими пунктами угол наклона этой поверхности составляет 2-2°30'.

Внутренняя структура, состав и возраст пород срединного массива находят свое выражение в естественных геофизических полях, в петрографической характеристике и цифрах изотопного возраста магматических и метаморфических образований (таблица).

В гравитационном поле положение и структура срединного массива определяются интенсивностью, контурами (формами) и взаимным расположением аномалий силы тяжести. По этим показателям он значительно отличается от аналогичных показателей в смежных с ним южных и северных прогибах. По первому из указанных параметров его отличия заключаются в преобладании высокоамплитудных по-

ложительных аномалий, характеризующихся, как правило, мозаичной формой, а оси большинства из них ориентированы в меридиональном или близком к нему направлении. Простирание осей в смежных прогибах широтное и субширотное, аномалии, как правило, вытянуты в линии и уступают по интенсивности аномалиям на срединном массиве (Годин, 1969).

В исследовании магнитного поля описываемого региона участвовало много геофизических организаций. Было установлено, что на очень большой территории, включающей впадины Среднего и Северного Каспия, отчетливо выделяются два уровня верхних кромок магнитоактивных тел. Работая с этими данными, мы предположили, что верхние кромки магнитоактивных тел верхнего уровня образуют единую поверхность, рельеф которой можно изобразить в виде схематичной структурной карты. Поверхность верхних кромок магнитоактивных тел находится ниже поверхности фундамента или на том же уровне. Дальнейший путь освоения магнитометрических данных заключался в сопоставлении структурной карты, построенной по поверхности верхних кромок, со структурной картой поверхности так называемого кристаллического фундамента, которую мы построили до этого с использованием всех видов геофизических исследований и буровых скважин. Поверхность так называемого кристаллического фундамента объединяет поверхность срединного массива и поверхность складчатого домезозойского комплекса пород в фундаменте эпигерцинской платформы. Карты были сопоставлены путем сложения изображаемых ими поверхностей. Оно заключалось в вычитании отметок со структурной карты поверхности верхних кромок из отметок со структурной карты поверхности кристаллического фундамента. В результате отрисова-лись две принципиально отличные области. В первой из них магнитоактивные тела выходят на поверхность кристаллического фундамента, пронизав вышележащую толщу осад очно- метаморфических и вулкано-

генных пород. Следовательно, эти области не могут рассматриваться в качестве перспективных на обнаружение в них скоплений углеводородов. Магнитоак-тивные тела представлены эффузивными породами, которым противопоказана положительная нефтега-зоносность. Как видно из рис. 6, указанные области в месте расположения срединного массива в общем виде совпадают с ранее описанными выступами свода срединного массива (Куприн, 1975).

На остальной площади верхние кромки магнито-активных тел залегают ниже поверхности «кристаллического» фундамента, глубина их залегания по отношению к этой поверхности изображена в виде схематической карты мощностей верхней толщи пород фундамента, в которую не проникали магматические тела (рис. 6). Это означает, что на значительной части впадин Среднего и Северного Каспия осадочно-метаморфические и вулканогенные породы домезо-зойского фундамента обладают способностью сохранять образовавшиеся в них в свое время скопления углеводородов.

Не подвергшийся влиянию магматических процессов верхний слой пород фундамента отличается, как это видно на рис. 5, своей толщиной, но структурные контуры участков относительно меньших и относительно больших мощностей этого слоя совпадают по пространственному расположению с валами и прогибами как в структуре самого фундамента, так и со структурами в платформенном чехле.

Выявленным особенностям внутренней структуры и форм рельефа поверхности «кристаллического» фундамента в принципе отвечают зоны повышенного и более глубокого залегания поверхности Мохорови-чича. В этом легко можно убедиться, если сопоставить карту мощностей толщи отложений, не затронутых магматической деятельностью (рис. 6), с картой рельефа поверхности Мохоровичича (рис. 7) (Беляев-ский, Борисов, 1974).

Поверхность Мохо в рассматриваемом регионе имеет вид чередующихся полос с глубинами до 35-40 км с полосами, где Мохо опускается до глубины 45-50 км. Разница в глубинах довольно большая. Совпадение неровностей в подошве земной коры и во внутренней структуре герцинского фундамента не может быть случайным. Оно свидетельствует по крайней мере о синхронности и примерно едином механизме образования неровностей во всей толще пород, образующих фундамент впадин Северного и Среднего Каспия.

Формы сейсмической записи на профилях МОГТ и наличие резко проявляющихся деформаций в осадочных породах в ряде мест вдоль окраин срединного массива, сложный рисунок гравитационного и магнит-

Рис. 7. Схематическая карта рельефа поверхности Мохоровичича впадины Каспийского моря и сопредельных территорий (Беляев-

ский, Борисов, 1974): 1 — изогипсы подошвы земной коры — поверхности Мохорови-чича; 2 — геологические станции, для которых имеются замеры толщины земной коры

Рис. 6. Схема распределения мощностей не затронутой магматической деятельностью толщи отложений верхней части фундамента:

1 — изолинии мощностей, км; 2 — участки поверхности фундамента, сложенные магматическими породами

ного полей позволяют предположить, что граничная полоса между срединным массивом и соседствующими с ним разновозрастными прогибами подвергалась интенсивным дислокациям и имеет очень сложную структуру. Среди них доминируют слоисто-блоковые тектонические элементы, возраст которых изменяется в широком диапазоне времени. Образование таких блоков могло происходить вплоть до средней юры.

Структура блоков могла усложняться эффузивно-вулканической деятельностью. Ее проявления наблюдаются, например, на поднятиях в районе мыса Ракушечного, расположенных на границе края срединного массива и складок Южного Мангышлака. Здесь в разрезе среднетриасовых пород обнаружены достаточно мощные слои туфов, туффитов и тефры. Это означает, что центры вулканической деятельности находились совсем недалеко от этой площади. Вулканогенные образования в доюрских отложениях были установлены на других площадях Южного Мангышлака и на ряде площадей в Восточном Предкавказье (Савельева, 1978; Яндарбиев, устное сообщение; материалы «Даг-нефти).

Важнейшим показателем длительности образования и разновозрастности отдельных частей срединного массива являются результаты изучения гранито-идных пород, вскрытых скважинами на обширной территории Карабогазского и Оймашинского сводов. Петрографический и химический состав отдельных видов гранитных пород, изотопный возраст большинства из них, условия их залегания среди осадочно-метаморфических образований в каждом конкретном районе подробно освещены в ряде наших статей. Как видно на рис. 2, оба этих свода образованы крупными батолитами, включающими разновозрастные интрузивы кислых пород. Наиболее древними являются каршинские граниты ордовикского возраста, внедрившиеся в осадочно-метаморфические породы нижнего палеозоя (таблица). В районах разведочных площадей Аджигар на Красноводском п-ове, Южный Аламурын и Букбаш в Северном Прикарабогазье распространены средне-позднедевонские лейкократовые и биотитовые граниты и граниты-тоналиты, а заключающие их различные сланцы следует относить к до-среднедевонским и более ранним образованиям. В самых высоких частях Карабогазского и Оймашинского сводов располагаются граниты позднекаменноуголь-но-раннепермского возраста. Дарджинские граниты, имеющие позднепермский-раннетриасовый возраст, можно рассматривать как образования последней стадии предшествующего интрузивного этапа.

Гранитоидный состав интрузивных образований служит доказательством того, что доминирующее

значение имели расплавы кислой магмы и что они не достигали дневной поверхности. Расположенные над гранитами осадочно-метаморфические, а местами и вулканогенные толщи имеют более древний, чем граниты, возраст, а в отдельных случаях между ними наблюдается «горячий» контакт. Очень хорошо это видно в структуре Оймашинского свода, освещенной разрезами большого количества скважин. Здесь видны различные взаимоотношения между гранитным массивом и вмещающими его палеозойскими и мезозойскими толщами осадочно-метаморфических пород (Куприн, 1985).

Заключение

Изложенный материал свидетельствует о том, что срединный массив играет важную роль в структуре впадины Каспийского моря. Он разграничивает гетерогенные прогибы, формировавшиеся на юг от него в условиях альпийской геосинклинали, а не север на еще не устоявшемся фундаменте эпигерцинской платформы. Занимая граничное положение, он контролировал их пространственную ориентировку, форму, условия накопления осадков, сам служил источником обломочного материала, регулировал направление тектонических напряжений. Геологическая история срединного массива гораздо продолжительнее и более сложная, чем история обрамляющих его прогибов. Присутствие в нем гранитоидных интрузивов ордовикского, средне-позднедевонского, позднекамен-ноугольно-раннепермского и позднепермско-ранне-триасового возраста и развитой над ними коры выветривания, наличие грубообломочного базального слоя в покрывающих отложениях позволяют заключить, что массив в не установленном пока еще виде существовал в качестве высокоподнятого тектонического и геоморфологического элемента от позднего докембрия до конца палеозоя. Осадочно-метамор-фические и частично эффузивно-вулканогенные образования появились раньше гранитоидов, иначе последние не смогли бы проявить себя в структуре массива. Петрографический состав магматических и метаморфических пород обеспечил высокое гипсометрическое положение его вершины и одновременно определил ее одним из главных источников обломочного материала. Не исключено, что высокое положение вершины способствовало также аккумуляции мигрировавших из смежных прогибов углеводородов и образованию их скоплений. Поэтому срединный массив следует рассматривать как высокоперспективную на обнаружение нефти и газа область в структуре Среднекаспийского нефтеносного бассейна.

ЛИТЕРАТУРА

Алиханов Э.Н., Буният-заде З.А., Гоберман К.И. и др. Новые данные о тектонике и перспективах нефтегазоносности района мыса Ракушечный (Южный Мангышлак) // Нефтегаз. геол. и геофиз. Вып. 9. М.: ВНИИОЭНГ, 1975. С. 15-19.

Безбородое Р.С., Брод И.О., Буньков М.С. и др. Геология и нефтегазоносность Восточного Предкавказья // Тр. Компл. южной геол. экспед. АН СССР. Вып. 1. Л.: Гостоптехиздат, 1958. С. 71-286.

Беляевский Н.А., Борисов А.А. Структура и мощность земной коры СССР // Структура фундамента платформенных областей СССР: Объяснит. зап. к тектон. карте фундамента территории СССР м-ба 1:5 000 000. Л.: Наука, 1974. С. 381-393.

Вассоевич Н.Б. Чокракско-караганская нефтеносная толща восточной части северного склона Кавказа // Тр. Компл. южной геол. экспед. АН СССР. Вып. 3. Л.: Гостоп-техиздат, 1959. С. 399-546.

Годин Ю.Н. Глубинное строение Туркмении по геофизическим данным. М.: Недра, 1969. 251 с.

Гроссгейм В.А. К вопросу об истории осадконакопления в мезо-кайнозое на территории Северного Кавказа и Предкавказья // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1957. Т. 32, вып. 2. С. 121-125.

Конюхов И.А. Литология мезозойских отложений Восточного Предкавказья в связи с нефтегазоносностью // Тр. Компл. южной геол. экспед. Вып. 3. Л.: Гостоптехиздат, 1959. С. 7-398.

Куприн П.Н. Тектоника Прикарабогазской депрессии // Молодые платформы, их тектоника и перспективы нефте-газоносности. М.: Наука, 1964. С. 138-156.

Куприн П.Н. О поисках новых ловушек нефти и газа на Южном Мангышлаке и в смежных районах // Методика поисков и разведки нефт. и газ. месторождений. М.: ВНИИОЭНГ, 1968.

Куприн П.Н. Возраст и структура фундамента Карабогаз-ского свода // Докл. АН СССР! 1974. Т. 219, № 6. С. 1445-1448.

Куприн П.Н. Некоторые направления в изучении геологии континентальной террасы // Проблемы геологии шельфа. М.: Наука, 1975. С. 42-48.

Куприн П.Н. Магматические породы фундамента Южного Мангышлака // Докл. АН СССР 1982. Т 264, № 2. С. 387-391.

Куприн П.Н. Палеозойские структуры и их роль в формировании впадин Каспийского моря // Палеогеография Каспийского и Аральского морей в кайнозое. Ч. 2. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1983. С. 3-13.

Куприн П.Н. Сочленение гранитов и сланцевых пород на пл. Оймаша на Южном Мангышлаке // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геол. 1985. № 1. С. 35-41.

Куприн П.Н., Мирзаханов М.К. Новые данные о строении фундамента Южного Прикарабогазья // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1962. Т. 37, вып. 2. С. 5-23.

Куприн П.Н., Шалухина А.Д. Унаследование внутренней структуры фундамента структурными элементами новейшего времени (в пределах территории Северного и Среднего Каспия) // Комплексные исследования Каспийского моря. Вып. 5. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1976. С. 38-48.

Маловицкий Я.П. Основные результаты сейсморазведки МОВ на Каспийском море // Нефтегаз. геол. и геофиз. Вып. 7. М.: ЦНИИТЭнефтегаз, 1964. С. 47-49.

Нурлыбаев А.Н., Азизов Т.М., Бекмагамбетов Д.Б. и др. О возрасте и металлогенической специализации магматических пород Мангышлака // Изв. АН КазССР. Сер. геол. 1987. № 6. С. 43-45.

Рагимханов Ф.Г., Гаджиев А.Н. Перспективы нефтегазо-носности Среднего Каспия в свете новых данных геофизики // Нефтегаз. геол. и геофиз. Вып. 8. М.: ВНИИОЭНГ, 1976. С. 37-40.

Савельева Л.М. Триас Восточного Предкавказья. М.: Наука, 1978. 91 с.

Хортов А.В. Сейсмостратиграфия и мезозойско-кайно-зойская эволюция Азово-Черноморского региона в связи с нефтегазоносностью южных морей России: Автореф. докт. дисс. М.; Геленджик, 2006. 49 с.

MIDDLE CASPIAN - KARABOGAZ MASSIVE AND HIS POSITION IN STRUCTURE

OF CASPIAN SEA DEPRESSION

P.N. Kuprin

Geological history of the Middle Caspian — Karabogaz Massive began immediately after the destruction of an ancient platform, whose part it was many millions years ago. Active tectonics of that time had a tremendous impact on the build-up of the margonal zones of the massive and its internal structure, while preserving its genetic relation to the initial platform. The location of the middle massive is in the border stripe between Alpine mountain-folded system in the south and epi-Hercynian platform in the north. Inherited folding continued in the limits of the latter platform. Newly formed Alpine deflection and inherited formed earlier heterogeneous deflections, which were controlled by the movements of the massive itself, started and developed on both sides of the sub-latitude elongated massive. Extensive damage of its margins and giant areas of the batholith-type intrusive complexes in its ceiling had a certain imprint on the dynamics and structure of the adjacent deflection in the Mesozoic and Cenozoic sediments.

Key words: middle massive, internal structure, sedimentary basins, Middle Caspian Basin, North Caspian Basins, granites.

Сведения об авторе: Куприн Павел Николаевич — докт. геол.-минерал. наук, проф., зав. лаб. морской геологии геологического ф-та МГУ имени М.В. Ломоносова, тел.: (495) 939-12-48.