К проблеме строения Каспийской впадины и структурных связей между Кавказом и Закаспием
В. Е. ХАИН
Каспийская впадина, рассматриваемая здесь в границах от Волго-Уральского свода на севере до Эльбурса на юге и от Ставрополья и Дзирульского массива на западе до Арало-Каспийского водораздела и Копет-Дага на востоке, является, как известно, средоточием крупнейших нефтяных ресурсов. Очевидно также, что выявленные к настоящему времени запасы нефти Каспийской впадины составляют лишь некоторую и, вероятно, не очень значительную часть ее действительных запасов. Ясно, наконец, что выявление этих запасов и определение их истинных масштабов в большой, если не в решающей степени зависит от правильного толкования геологической структуры Каспийской впадины.
Еще недавно мы располагали лишь весьма ограниченными материалами по геологии коренных пород периферии Каспийского бассейна и почти совершенно не знали строения земной коры в пределах самого бассейна. Сейчас положение во многом изменилось к лучшему благодаря опорному бурению в Восточном Предкавказье, в дельте Волги, на Южной Эмбе, геологическим работам на самом Каспии, большому развитию геологических исследований на слабо изученных ранее площадях Закаспия и в значительной мере благодаря быстрому развитию геофизических исследований как на суше, так и на море. Накопленных данных еще недостаточно, чтобы однозначно решить все сложные вопросы, связанные с проблемой строения Каспийской впадины, но они уже позволяют сделать, по крайней мере, попытку осветить эти вопросы.
Конкретное рассмотрение взаимоотношений тектонических зон западного и восточного побережий Каспийского моря начнем с анализа связи между Донецкой и Мангышлакской складчатыми зонами. Продолжение Донецкой зоны до Каспийского моря, намеченное сперва гравиметрией, ныне прочно установлено по данным бурения и геофизики рядом исследователей (А.Я. Дубинский и др.). С.С. Шульц выявил на дне Северного Каспия складки, соединяющие структуры района Промысловки со структурами Мангышлака.
Можно по-прежнему спорить о времени заложения Донецкого прогиба и о его характере для периода времени до середины нижнего карбона (мы, как и раньше, полагаем, что, начиная с верхнего девона, это был узкий, вклинившийся в тело древней платформы, побочный геосинклинальный прогиб). Но, начиная с верхнего визе, Донбасс, несомненно, представлял собой передовой прогиб Северо-Кавказских герцинид, что доказывается в первую очередь его характернейшей паралической угленосной формацией; это справедливо подчеркивали Н.С. Шатский и Г.Ф. Крашенинников. В конце верхнего карбона - начале перми Донецкий передовой прогиб испытал вторичную инверсию и перед ним образовался Преддонецкий вторичный передовой прогиб, наиболее подробно изученный И.Ю. Лапкиным и отделенный от собственного Донбасса зоной разрывов так называемого Главного надвига, ныне протягиваемой А.Я. Дубинским вплоть до Астрахани.
Мангышлакское складчатое сооружение, сложенное в наиболее приподнятой части сильно дислоцированными толщами перми и триаса, внешне мало похоже на Донбасс. Однако, если мы вспомним, что на своем западном погружении карбон Донбасса погружается под пермо-триас, выполняющий здесь Бахмутскую и Кальмиус-Торецкую мульды, и учтем, что от Дона к побережью Каспия происходит омоложение слоев, слагающих полосу Главной антиклинали (в Промысловке и Джанае верхний карбон и даже самые низы перми), то легко можно представить, что дальнейшее погружение по простиранию приводит к широкому развитию пермо-триаса на Мангышлаке. Одновременно повышается и возраст основной складчатости - от нижнепермского до предюрского.
Новые данные сейсморазведки, проведенной экспедицией ВНИГРИ (начальник - Б.Ф. Дьяков), заставляют существенно иначе, чем это было принято раньше, трактовать структуру и тектоническую природу Мангышлака. Согласно этим данным большие (до 10 км) мощности и интенсивная складчатость пермо-триасового комплекса приурочиваются лишь к ограниченной крупными разломами узкой зоне Каратау; севернее и южнее мощность пермо-триаса быстро падает, а залегание становится очень пологим. Таким образом, Мангышлакский Каратау-это типичная приразломная (по Б.А. Петрушевскому) структура, подобная юрской структуре Ферганского хребта, возникшая в перми (верхней?) в виде грабена и перед юрой испытавшая инверсию и превратившаяся в горстовое поднятие, унаследованное затем послетриасовым осадочным чехлом. Эта структура развилась на фоне огромной впадины платформенного типа, простиравшейся от Мугоджар до Кара-Богаз-Гола.
Из двух разломов, ограничивающих Мангышлакский Каратау, основным является, очевидно, южный; его западное продолжение протягивается, вероятно, вдоль северного края Манычского прогиба и затем к Новочеркасску, в направлении южной границы Донбасса. На востоке этот разлом пересекает Аму-Дарью южнее Султан-Уиз-Дага и далее идет к Бухаре, ограничивая с юго-запада полосу палеозойских структур Кызыл-Кумов и выходя на линию разграничения систем Зеравшано-Алая и Гиссара. Этот Манычско-Бухарский глубинный разлом является важнейшей структурной линией Скифско-Туранской платформы. Зона больших мощностей юры в Питнякском районе связана с южным крылом этого разлома.
В районе дельты Аму-Дарьи имеет место пересечение Манычско-Бухарского разлома с другой крупнейшей структурной линией-разломом, отделяющим южное продолжение тектонических зон восточного склона Урала, идущих через Аральское море на соединение с Кызылкумской ветвью Тянь-Шаня, от продолжения зон западного склона Урала, заворачивающих на юго-запад и смыкающихся с герцинскими структурами полуострова Бузачи, Мангышлака и, через Каспийское море, с Донецкой зоной. Одновременно эти Западно-Уральские структурные зоны испытывают погружение в районе Устюрта и некоторое «платформенное вырождение». Данный разлом можно назвать Арало-Узбойским; его положение в районе Узбоя выявлено по геофизическим данным Ю.Н. Годиным; к востоку от разлома находится Каракумский срединный массив. Можно предполагать, что далее к югу зона Арало-Узбойского разлома пересекает Копетдаг, обусловливая те отличия структуры и истории Западного и Центрального Копетдага, которые выявил Б.А. Петрушевский с соавторами. Наконец, еще южнее, уже в области Иранского междугорья продолжение этой структурной линии было уже относительно давно отмечено Р. Фюроном. Арало-Узбойский разлом является естественной границей области Каспийской впадины на востоке, а также Скифской и Туранской платформ.
Выше уже отмечалось, что Преддонецкий прогиб прослежен до Астрахани. По мнению М.В. Муратова, он пересекает затем Северный Каспий и к югу от Южно-Эмбенского вала идет на соединение с южным концом Предуральского прогиба. Однако данные бурения и геофизика показывают, что Предуральский прогиб к югу от широты Актюбинска поворачивает на юго-восток. Здесь он переходит в собственно Эмбенскую впадину (Эмбенская зона Ю.А. Косыгина), особенно интенсивно погружавшуюся в верхней перми и триасе (мощность до 3 км). Весьма вероятно, что последняя впадина в свою очередь смыкается с Преддонецким прогибом в самой северо-восточной части Каспийского моря. Такого же мнения придерживается А.Я. Дубинский, а А.В. Копелиович, И.Ю. Лапкин и Л.С. Темин указывают, что астраханские фации перми являются промежуточными между преддонецкнми и предуральскими.
Как известно, Эмбенский прогиб ограничивается с юго-востока Южно-Эмбенским поднятием. По данным опорной скважины Тугаракчана выяснилось, что на этом поднятии под юрой эмбенского типа залегает типично платформенный карбон. Следовательно, Южно-Эмбенское поднятие не может иметь ничего общего ни с Уралом, ни с Донбассом. Между тем в районе Актюбинска поворот к юго-западу испытывает не только Предуральский прогиб, но и тектонические зоны западного склона самого Урала, как это отметил впервые П.Я. Авров. Он же указал на возможную связь антиклинория Уралтау с Южно-Эмбенским поднятием. Эта связь представляется весьма вероятной, особенно в свете вскрытия на Южно-Эмбенском поднятии мощных терригенных низов карбона и под ними резко дислоцированного верхнего девона (Р.И. Грачев). Очевидно, западные зоны Урала, заворачивающие к юго-западу, на этом продолжении не испытали поднятия в верхнем палеозое, а оказались втянутыми в обширную область погружения, близкого к платформенному типу.
Знаменательно присутствие гальки эффузивов в перми Астрахани и нижнем карбоне Южно-Эмбенского вала. Это указывает на наличие к югу от этой полосы поднятия, принадлежащего к продолжению внутренних зон геосинклинальной области.
Что касается Прикаспийской впадины, то (как справедливо отметил еще в 1946 г. Н.С. Шатский) ее герцинская структура представлена по меньшей мере тремя элементами: двумя прогибами и срединным поднятием, причем южный прогиб (Эмбенский) Н.С. Шатский тогда же квалифицировал как краевой герцинский прогиб. Северный прогиб представляет, очевидно, продолжение Рязано-Саратовского прогиба платформы. Серединное поднятие Аралсорско-Хобдинское, ныне глубоко погребенное, должно служить далеким погружением Воронежского массива, так как оно занимает аналогичное положение между продолжениями Рязано-Саратовского и Преддонецкого прогибов. С другой стороны, возможно, что в его восточной части получает значительное развитие рифей и что это поднятие в какой-то степени аналогично Башкирскому краевому поднятию Урала. Любопытно, что девонско-нижнекаменноугольные отложения в полосе Саратов-Сталинград резко увеличиваются в мощности и обогащаются терригенным материалом и что обломки девонских известняков в районе озера Баскунчак фациально отличаются от девона Русской платформы. Это показывает, что до среднего карбона юго-восточная часть Прикаспийской впадины имела характер, переходный к геосинклинальному (рис. 1).
Посмотрим теперь, что происходит к югу от Донецкой и Мангышлакской складчатых зон. На западе южным ограничением Донецкой зоны служит Азовский кристаллический массив (антеклиза), погруженное продолжение которого прослеживается в направлении Ростова и Сальска.
Восточнее развивается Манычский прогиб, продолжением которого по ту сторону Каспия служит синклиналь бессточных впадин А.Л. Яншина (или Ассакауданская), прослеживающаяся во всяком случае до Сарыкамышской впадины (по С.С. Шульцу).
К югу от Манычско-Сарыкамышского прогиба в Предкавказье протягивается новая цепь поднятий - от северного Ставрополья к р. Кума и далее к югу от последней. На восточном берегу Каспия ей должна соответствовать антиклинальная зона, установленная В.Г. Рихтером и Е. Г. Маевым к северо-востоку от залива Кара-Богаз-Гол, на продолжение Туаркырского поднятия.
По аналогии с Мангышлаком Туаркыр можно рассматривать как обращенную приразломную структуру, унаследованную юрско-неогеновым осадочным чехлом.
К югу от Кумско-Туаркырского поднятия в структуре осадочного чехла вырисовывается крупнейшая впадина, названная еще А.Д. Архангельским Терско-Карабогазской, в пределах Каспия ей соответствует большая часть Средне-Каспийской впадины. Это современный альпийский передовой прогиб; на востоке, в Закаспии он переходит в платформенную депрессию между Туаркыром и горным сооружением Кубадага - Большого Балхана.
В своей южной части эта депрессия также заканчивается узким Предбалханским передовым прогибом, выполненным миоплиоценовыми конгломератами.
Терско-Карабогазская впадина тупо замыкается на западе, у восточного склона Ставрополья. В южном Ставрополье и в Минераловодском районе вырисовывается крупное поднятие герцинского фундамента, существование которого наметилось уже по первым скважинам, а теперь подтверждено бурением в Невинномысске, Надзорненской, Черкесске, Кавминводах и др. Поднятие сложено породами нижнего и среднего палеозоя, прорванными верхнепалеозойскими гранитоидами. Это поднятие в юре (а может быть, еще в конце палеозоя) осложнилось прогибом, вдоль которого позже заложилась Беломечетекая синклиналь, связующее звено между Кубанским и Терским передовыми прогибами.
Имеются серьезные основания думать, что Южно-Ставропольское поднятие продолжается далеко на восток под наложенной Терско-Карабогазской впадиной. Наиболее убедительные данные для такого заключения имеются на востоке в Закаспии. Это, во-первых, геофизические данные, которые позволили Ю.Н. Годину установить наличие в районе Кара-Богаз-Гола выступа фундамента с глубиной залегания порядка 1,5 км. Во-вторых, палеогеографические соображения о том, что источником обломочного материала для юрских толщ Туаркыра и Большого Балхана служило расположенное между ними поднятие, что давно уже было высказано Н.П. Лупповым. Детальная съемка, проведенная Туркменской экспедицией МГУ (П.Н. Куприн) и структурно-картировочное бурение, осуществленное КЮГЭ, по существу подтверждают эти предположения.
Далее на запад этой погребенной герцинской геоантиклинальной зоне должна отвечать гипотетическая Средне-Каспийская суша, которую многие исследователи считают важным источником сноса для формирования осадочных толщ юго-восточного Кавказа, начиная с нижней юры и кончая продуктивной толщей. Наконец, следует согласиться с И.О. Бродом, усматривающим признаки погребенного древнего массива на участке почти плоского залегания третичных отложений в районе дельт Терека и Сулака.
Очерченное только что погребенное поднятие является крайним к югу структурным элементом фундамента эпигерцинской Скифской платформы. На его южный край наложен альпийский передовой прогиб, в своем новейшем развитии захвативший частично и центральную часть поднятия, особенно в пределах Каспия. Кубадаг и Большой Балхан следует считать уже передовыми поднятиями альпийской геосинклинальной области согласно с мнением М.И. Варенцова, Д.В. Наливкина, М.В. Муратова. По существу лишь малая мощность коры и наличие крупного разлома к югу от Большого Балхана говорят в пользу его отнесения к эпигерцинской платформе. Все же остальные признаки, гораздо более важные, свидетельствуют против этого: весьма значительная мощность юрских отложений (до 3 км один только доггер), полное сходство их разреза с разрезами Восточного Кавказа, значительная мощность нижнего и верхнего мела, интенсивное новейшее поднятие (до 2 км на Большом Балхане); наличие отчетливо выраженного, хотя и небольшого по амплитуде передового прогиба и, наконец, общее структурное положение по отношению к Копет-Дагу и Кавказу. Эффузивные породы Красноводска, заведомо пред- верхнеюрские по О.С. Вялову, и вместе с тем кайнотипные по данным Туркменской экспедиции МГУ, возможно, являются нижнеюрскими по аналогии с центральными районами северного склона Кавказа. Пониженную по сравнению с геосинклинальной мощность коры на Большом Балхане можно объяснить ранним прекращением геосинклинального режима и в связи с этим «рассасыванием» коры; в этом отношении Большой Балхан похож на Горный Крым, имеющий аналогичную гравитационную характеристику.
В литературе, в частности Л.А. Варданьянцем, справедливо отмечалось сходство строения Большого Балхана со строением Дагестана и Минераловодского района. Действительно, поднятие Большого Балхана можно рассматривать в качестве аналога Уллучайского (Маджалисского, Мугринского) антиклинория южного Дагестана. Несколько отличен Кубадаг, который, возможно, следует считать выступом к югу платформы, отделенным от Большого Балхана крупным поперечным разрывом. Сходство Кубадага с Минераловодским поднятием подкрепляется доказанной теперь одновозрастностью гранитов (верхний палеозой).
Далее к югу на Восточном Кавказе располагается Кусаро-Дивичинский синклинорий, а в Закаспии Келькорский прогиб. Оба этих прогиба можно рассматривать в качестве центроклиналей единого крупного прогиба, пересекающего Каспий непосредственно к северу от Апшеронского полуострова и Апшеронского архипелага. Центральная часть этого прогиба заполнена мощной толщей неуплотненных четвертичных отложений, что вместе с большой мощностью неогена создало здесь крупнейшую отрицательную аномалию силы тяжести.
Кусаро-Келькорский прогиб кулисообразно подставляет Терско-Карабогазский в качестве передового прогиба Альпийской геосинклинальной области. К югу он сменяется антиклинорием Апшеронского архипелага, связь которого с Прибалханской антиклинальной зоной в свете новейших данных представляется более чем вероятной (Теперь она твердо доказана проведенным летом 1957 г. сейсмическим профилем через Апшеронский порог.). Антиклинорий Апшеронского архипелага - наиболее восточное звено в цепи осевых поднятий Большого Кавказа - возник в пределах флишевой зоны верхнего мезозоя - палеогена. В свое время вопрос о восточном продолжении флишевой зоны Кавказа являлся предметом различных предположений. Основываясь на общем повороте складок юго-восточного Кавказа к югу, О.С. Вялов и В.П. Ренгартен считали, что флишевая зона также поворачивает в южном направлении и допускали даже, что ее продолжение может находиться в Северном Иране, в Эльбурсе.
Сейчас можно считать установленным, что появление складок близкого к меридиональному направления характерно лишь для плиоцен-антропогенового структурного этажа, в то время как более ранняя складчатость сохраняет выдержанное кавказское направление. Такая картина наблюдается не только в Восточном Азербайджане, но и в Западной Туркмении - на западе Красноводского полуострова складки верхнего плиоцена простираются с северо-востока на юго-запад, пересекая направление более широтных складок Кубадага - Большого Балхана (данные Туркменской экспедиции МГУ). Поэтому вывод В.Ф.Соловьева об отсутствии связи между складчатостью Восточного Азербайджана и Западной Туркмении справедлив, и то отчасти, лишь для наиболее молодой, плиоцен-антропогеновой складчатости. Что же касается флишевой зоны Кавказа, то, вероятно, ее восточное окончание следует искать в Прибалханской депрессии; это подтверждается сходством разрезов палеогена, судя по выбросам грязевых вулканов Челекена и банки Ливанова.
Еще южнее начинается новая депрессионная зона; в Азербайджане она выражена Джейран-Кечмесским прогибом. В южной части этого прогиба установлена положительная гравитационная аномалия - так называемый Сангачальский максимум (И.О. Цимельзон), теперь прослеженный и дальше в море (Р.Г. Гаджиев). По предположению Б.В. Григорьянца, Сангачальский максимум отражает погребенное продолжение Вандамского антиклинория, служащего южным ограничением флишевого прогиба. Таким образом, удается проследить южный край флишевой зоны далеко на восток, вплоть до полосы шельфа, где он совпадает с Сангачальской антиклинальной зоной.
Далее к востоку в пределах северной части Южно-Каспийской впадины продолжение Джейран-Кечмесской депрессии сливается, по-видимому, с продолжением более южной Нижне-Куринской впадины. В глубоком прогибе, образованном слиянием этих депрессий, накопилась мощная толща плиоцен-антропогеновых осадков и возникла вторая крупнейшая отрицательная аномалия силы тяжести. К югу этот минимум силы тяжести как на суше, так и в море сменяется максимумом, особенно отчетливо выраженным в Прикуринской низменности (Талышско-Вандамский максимум или Мильско-Муганское погребенное поднятие). Аналогичное изменение поля силы тяжести происходит и в Туркмении, где Ю.Н. Годин выделяет в центральной части Закаспийской впадины погребенный срединный массив. Очевидно, что этот массив должен составлять одно целое с Мильско-Муганским поднятием, представляя геоантиклинальное образование, восходящее к герцинскому или даже каледонскому циклу.
Это Мильско-Чикишлярское поднятие было первоначально намечено А.Л. Путкарадзе на основании батиметрических данных, которые как будто указывали на наличие в Южно-Каспийской ванне двух участков наибольших глубин. Сейчас эти данные оспариваются, но вывод о том, что Южно-Каспийская впадина не является единой, а состоит фактически из двух прогибов, разделенных поднятием, полностью сохраняет свою силу из геологических и геофизических соображений.
К югу от Мильско-Чикишлярского поднятия простирается наиболее южный структурный элемент Каспийской впадины - Ленкоранско-Горганский прогиб, являющийся краевым прогибом складчатой зоны Эльбурс-Аладаг. Северо-западной наземной частью этого прогиба служит выполненный мощным олигоценом и миоценом Астраханбазарский синклинорий северного Талыша, вероятным продолжением которого является на левобережье Аракса погребенный залив палеогена к востоку от Карягино, отмеченный гравитационным минимумом. В районе Ленкорани прогиб уходит в море, но его южный борт образует Гилянское и Мазандеранское побережье Северного Ирана. Восточной центроклинали прогиба отвечает Горганская депрессия, с ее огромной мощностью неогена-антропогена.
Таковы основные структурные подразделения Каспийской впадины. Она пересекается системой зон близширотного простирания, связывающих герцинские и альпийские структуры Кавказа и Предкавказья с одновозрастными структурами Закаспия. Таким образом, в общем Каспийская впадина является гигантским наложенным прогибом, «суперструктурой», охватывающим участки как древней, так и молодой платформы, а также альпийской геосинклинальной области.
В своем современном виде Каспийская впадина представляет сравнительно молодое образование - ее интенсивное формирование началось в среднем плиоцене. Однако эта полоса меридиональных погружений ощущается и в значительно более ранние моменты геологической истории. В Северном Прикаспии она намечается уже по резкому нарастанию мощности девона и карбона в восточном направлении на линии Саратов-Сталинград. В Предкавказье следует отметить присутствие морского верхнего палеозоя на востоке (Промысловка, Джанай, Озек-Суат), тогда как в Ставрополье и Азово-Кубанской впадине он отсутствует. В верхнепермско-триасовое время в северной части Прикаспийской впадины, до Аральского моря на востоке, сформировался огромный прогиб с основным фокусом погружения в районе Устюрта. Этот прогиб питался обломочным материалом главным образом с востока, со стороны южного продолжения Восточного Урала, а также с запада, с позднегерцинского Донецкого кряжа и с юга - со стороны Средне-Каспийского массива. Это был крупный внутриматериковый водоем, куда временами с юго-востока вторгалось море. Этот водоем напоминал Каспийский бассейн в век накопления продуктивной и красноцветной толщ и по аналогии отложенные в нем пермо-триасовые толщи должны рассматриваться как весьма перспективные в отношении нефтеносности.
В начале юры прогиб сместился к западу, в направлении современного Каспийского моря. На Большом Кавказе, начиная с юры, проявляется резкий контраст между центральным участком Главного хребта, с малыми мощностями осадков, и восточной частью хребта, со значительными мощностями юры и мела.
Тем не менее, вплоть до плиоцена продольная тектоническая зональность являлась господствующей, а поперечная, каспийская, явно подчиненной. В среднем плиоцене происходит энергичное опускание сначала северной части Южно-Каспийской впадины, затем Кусаро-Келькорского прогиба и центральной части Южно-Каспийской впадины, с частичным поглощением Мильско-Чикишлярского поднятия. Это погружение компенсируется отложением мощной толщи обломочных осадков продуктивной толщи - красноцвета. В это время еще сохраняется суша в Среднем Каспии. В акчагыле погружение резко нарастает. Суша исчезает, море трансгредирует далеко на север и на юг; возникают глубокие ванны Среднего и Южного Каспия, где погружение опережает накопление осадков. В апшеронское и в бакинско-хазарское время накопление несколько выравнивает подводный рельеф, но затем новое усиление погружения приводит опять к увеличению глубин до современных.
Формирование Каспийской впадины в юре - неогене сопровождалось некоторым обратным смещением ее оси к востоку - от энергично разраставшегося Кавказа к более пассивному Закаспию. Это уже отмечал А.А. Сорский, вероятно несколько преувеличивая размеры смещения. Вместе с тем углубление и разрастание впадины происходило на многих участках ее периферии по концентрическим к ней разрывам и флексурам, в более или менее отчетливом виде проявляющимся в осадочном чехле и в ряде районов, сопутствуемых вулканизмом и землетрясениями. Эти разрывы и флексуры, многие из которых ранее указывались В.А. Гориным и другими исследователями, отмечены на нашей схеме (рис. 2).
С образованием глубокой Каспийской впадины связано изменение плана складчатости по ее периферии. На обоих берегах Каспия, от Махачкалы до Ленкорани и от Красноводского полуострова до Атрека, молодые складки имеют на западе северо-северо-западное-юго-юго-восточное и на востоке северо-северо-восточное-юго-юго-западное простирания, огибая с обеих сторон глубоководную часть Каспийского бассейна.
В то время как на Кавказе, начиная с юры, происходил поворот простираний по часовой стрелке, в Закаспии простирания поворачивали против часовой стрелки. Меридиональная ось Каспийской впадины служила как бы осью симметрии, в направлении которой осуществлялся этот поворот.
Формирование Каспийской впадины продолжается и в современную геологическую эпоху, являясь ведущим мотивом неотектонического развития обширных тяготеющих к ней территорий.
МГУ
Рис. 1. Схема позднегерцинской структуры области Каспийской впадины.
1-древняя Русская платформа; 2 - глубоко погруженная часть древней платформы; 3 - древние геоантиклинальные зоны и срединные массивы; 4 - герцинские поднятия, сложенные толщами до среднего палеозоя включительно; 5 - герцинские прогибы, выполненные толщами до среднего палеозоя включительно; 6-область развития верхнего палеозоя донецкого типа; 7 - Преддонецкий и Предуральский прогибы; 8- Южно-Эмбенский прогиб; 9 - область развития морского верхнего палеозоя и триаса в фациях Тетиса; 10 -область накопления преимущественно лагунного пермо-триаса; 11 - предполагаемый глубинный разлом.
Рис. 2. Схема современной структуры области Каспийской впадины.
1 - Русская платформа, кроме Прикаспийской синеклизы; 2-Прикаспийская синеклиза, относительно приподнятая часть; 3- Прикаспийская синеклиза, внешняя часть, унаследованная от системы герцинских передовых прогибов; 4 -Предуральский передовой прогиб; 5 - Уральская складчатая зона; 6-эпигерцинская платформа; 7 - мегантиклинали молодой платформы; 8 - альпийские передовые прогибы; 9 - альпийские горные сооружения; 10 -межгорные прогибы; 11- глубинные разломы и флексуры, доказанные и предполагаемые; 12-оси антиклинальных зон; 13 - оси синклинальных зон.