Позднечетвертичные и современные колебания уровня Каспия (вбщяй обзор)

В позднем плиоцене и четвертичном периоде Каспийское море испытывало неоднократные трансгрессии и регрессии, амплитуда и продолжительность ко­торых в целом уменьшалась со временем [Корреляция..., 1985; Свиточ, Янина, 1997; Свиточ и др., 1998; Леонов и др., 1998; Каплин, Селиванов, 1999].

За раннехвалынской трансгрессией 13-11 тыс. лет назад последовала енота- евская регрессия с падением уровня моря до отметок - 64 м [Варущенко и др., 1987] или - 45 м [Свиточ, Янина, 1997; Свиточ и др., 1998], а за ней около 11-9 тыс. лет назад - позднехвалынская трансгрессия с подъёмом уровня до 0 - минус 2 м. После этого, 10-8 тыс. лет назад имела место мангышлакская регрес­сия, по амплитуде падения уровня близкая к енотаевской.

Однако и эти изменения уровня Каспия нельзя связывать только с климати­ческими факторами, поскольку высота хвалынских террас на побережьях Кас­пия испытывает значительные колебания, отчасти из-за тектонических переме­щений [Фёдоров, 1978, 1994]. Наиболее убедительны доказательства их текто­нической природы в Юго-Западной Туркмении, где непрерывным прослежива­

нием береговых валов максимальной хвалынской трансгрессии установлены их складчатые изгибы - колебания высоты «морских» подножий валов от +45-50 м до +25-30 м и +80 м [Иванова, Трифонов, 1976; Трифонов, 1983].

Начиная с 7,8 тыс. лет назад уровень Каспия стал повышаться (новокаспий­ская трансгрессия). В среднем он стал близок к современному, но на отдельных стадиях атлантического оптимума достигал и, может быть, превышал -20 м, ис­пытывая на этом фоне колебания, уступавшие предшествовавшим и в целом за­тухавшие со временем [Варущенко и др., 1987; Рычагов, 1993(a); Клиге и др.,

1998].

Наиболее обоснованы эти колебания для исторического времени. Так, г. Итиль возник в дельте р. Волги в первой половине VIII в. как столица Хазар­ского каганата [Плетнева, 1986]. Согласно сохранившимся описаниям, город со­стоял из замка кагана, расположенного на острове, и собственно города, утопав­шего в садах и протянувшегося вдоль реки на 6 км. В городе жило до 10 тыс. че­ловек. Замок соединялся с городом, обнесённым стеной из сырцового кирпича, плавучими мостами. Город был разрушен в результате похода русского князя Святослава в 965-966 гг., разгромившего Хазарию.

Другим доказательством регрессии Каспия в эпоху возникновения и сущест­вования Итиля могут служить средневековые сооружения г. Дербента. Будучи северным персидским форпостом, город подвергался набегам тюрок-кочевни­ков, проникавших через эти «Каспийские ворота» на юг в закавказские провин­ции Персии - Албанию и Армению. Для защиты «ворот» в середине VI в. при шахе Хосрове в Дербенте были построены из камня крепость в начале горного склона, а от неё до моря стена. Сейчас морская часть стены далеко продолжа­ется под воду, а её основание находится в нескольких метрах ниже уровня моря.

Доказательства той же регрессии и последующей трансгрессии Каспия най­дены и на территории г. Баку [Бретаницкий, 1970]. В западной части Бакинской бухты недалеко от берега находится небольшой островок, на котором и рядом под водой сохранились остатки средневековых сооружений. Именно о них рус­ский путешественник И. Берёзин писал в 1849 г.: «Чудо неслыханное, диво не­виданное составляют здания, как будто только вчера опустившиеся на дно гава­ни». Постройка на острове оказалась ханегой, мусульманским странноприим­ным домом, сооруженным в 1234—1235 гг., однако найденные рядом декоратив­но-архитектурные детали позволяют предполагать существование на том же месте более раннего здания. Очевидно, оно, как и позднейшая ханега, были по­строены на суше, единой с соседним берегом.

Более определённые сведения дает Бакинская крепость [Бретаницкий, 1970]. Она была сооружена на суше вблизи берега. Арабский путешественник Абд ар-Рашид, посетивший Баку в начале XV в., сообщает о двух крепостных стенах, ближайших к берегу. В первой половине XIII в. они выдержали монголь-

Рис. 176. Волжская Хазария VI-XIU вв. [Гумилев, 2001]

1- хазарские степи; 2 - земли, затопленные морем в ХШ в.; 3- берег моря в VI в,;4 - современный (на 1966 г.) берег моря

Fig. 176. Khazaria in the Volga River in Vl-ХШ centuries AD [Гумилев, 2001]

1 - Khazarian steppes; 2 - lands, covered by the Caspian waters in ХШ century; 3 - the coastline in VI centu­ry AD; 4 - the contemporary (1966) coastline

скую осаду, но во время Абд ар-Рашида оказались погружёнными довольно глу­боко в море, образуя корабельную стоянку, контролируемую с берега и хорошо укрытую от непогоды. Подъём уровня произошёл быстро. Итальянский гео­граф Марино Сануто писал про Каспий в 1320 г.: «Море каждый год прибавля­ет на одну ладонь и уже многие хорошие города затоплены».

Высокое стояние уровня сохранялось и в последующие столетия. Немецкий естествоиспытатель Э. Кемпфер сообщает в 1683 г., что «две стороны города омываются морем: одна, которая представляет порт, другая, которая обращена к открытому морю... Рейд отмечают двойные стены города, обращённые и про­тянутые ещё дальше в море и как бы параллельные берегу». Очевидно, речь идет о тех стенах, которые при монгольском нашествии защищали город. Опи­санная ситуация хорошо видна на гравюре Э. Кэмпфера 1683 г. и повторяется в общих чертах на рисунке С. Гмелина 1769 г. Позднее море отступило от старо­го города. Между ним и берегом были сооружены приморский бульвар и про­спект Нефтяников.

Анализ исторических, археологических и геолого-геоморфологических дан­ных позволил в общем виде реконструировать колебания уровня Каспия в послед­ние 2700 лет. В VΠ-VI вв. до н.э. он приближался к отметке -20 м [Книге и др., 1998], но в Ш-1 вв. до н.э. понизился до -^31-^33 м [Каплин, Селиванов, 1999]. Затем уровень повысился примерно до современных отметок, но с начала V в. вновь на­чал понижаться и в Vl-Vll вв. достиг минимальных отметок - 30-35 м. Со второй половины XII в. или несколько позже начался подъём уровня, который к началу XIX в. достиг -25 м [Рычагов, 1993(6)], а, возможно, даже —21—22 м [Колебания..., 1980]. Амплитуда подъёма составила 8-9 м. Затем последовало неравномерное по­нижение уровня, сменившееся в последние десятилетия его подъёмом.

С конца 30-х годов XIX в. наблюдениями на водомерных постах фиксируют­ся высокочастотные вариации уровня Каспийского моря [Варущенко и др., 1987;

Рис. 177. Кривая колебаний уровня Каспийского моря с 1838 по 1998 гг. [Лилиенберг, 1993, 1994; Татевян, 1998] (а) в сопоставлении с вариациями стока р. Волги [Клиге и др., 2000] (б) и аномалиями среднегодовых температур воздуха в Северном полушарии [Каплин, Селиванов, 1999] (в)

Fig. 177. Curve of the Caspian sea level changes since 1838 up to 1998 [Лилиенберг, 1993, 1994; Та­тевян, 1998] (a) in correlation with variations of the Volga River drain [Клиге и др., 2000] (б)and anomalies of the average annual air temperatures in the Nortem hemisphere [Каплин, Селиванов,

1999] (в)

Лилиенберг, 1993, 1994; Клиге и др., 1998; Татевян, 1998]. До 1930 г., т.е. в тече­ние почти 100 лет, он колебался в интервале от -26,6 до -25,6 м (рис. 177, а). Пе­риоды колебаний измерялись годами, достигая в единичных случаях 10 лет. В 1930-1940 гг. происходило непрерывное падение уровня до отметки - 27,9 м.

Воздействие, которое оказывают высокочастотные вариации на побере­жья и функционирование береговых сооружений, представляет собой эколо­гическую проблему. Для её решения анализировались изменения водного ба­ланса Каспия, определяемого изменениями погодно-климатических условий [Шикломанов, 1976; Каспийское море, 1986; Варущенко и др., 1987; Клиге и др., 1998; Каплин, Селиванов, 1999; Глобальные изменения, 2000]. Учитывает­ся в таких расчётах и разбор воды питающих рек и прежде всего бассейна Вол­ги на орошение и другие технические нужды, который стал ощутимым после 1940 г. и к концу 1970-х годов мог понизить уровень на величину до 0,8—1 м [Клиге и др., 1998].

Обоснование погодно-климатических воздействий на уровень Каспия, сде­ланное в указанных и других публикациях, избавляет нас от необходимости их подробного рассмотрения. Здесь отметим лишь, что крупнейшие колебания уровня в последние 2500 лет повторяли с опозданием общие климатические из­менения северного полушария Старого Света (см. гл. 1). Так, за эпохами, хара­ктеризовавшимися потеплением в умеренных широтах и относительным увлаж­нением в областях степей, пустынь и субтропиков Средиземноморья, Среднего Востока и Центральной Азии (вторая половина l тысячелетия до н.э. - lll в. н.э. и VlII-XV вв.) следовали стадии подъёма уровня Каспия в l в. до н.э. - V в. н.э. и XII-XVIII вв., а за' эпохами похолодания в умеренных широтах и аридизации в более южных регионах (1V-V1II и XVI-XIX вв.) следовали понижения уровня Каспия в V-XII и XIX-XX вв. Такие соотношения могут объясняться разными воздействиями климатических изменений на сток речных систем, питавших Каспий, и его испарение, тем более что области питания и испарения находятся в разных широтах.

Наиболее подробно изучен водный баланс Каспия в XX в. Среди составля­ющих его прихода основная роль (65-70%) принадлежит стоку Волги, остальное приходится на сток других рек (10-15%) и атмосферные осадки (33 км; 7 - граница провинций; 8- новейший разлом; 9-11- области с разным режимом плиоцен-четвертичных вертикальных движений: 9 - умеренного воздымания, 10 - интенсивного возды- мания, 11 - опускания (изолиниями показаны мощности верхнеплиоцен-четвертичных отложений в км); 12-16- разрез земной коры: 12- фундамент, 13- волновод в фундаменте; 14 - юрско-нижнемеловой вул­каногенный комплекс, 15- осадочный чехол или его дтплитцентвая часть, 16- плиоцен-четвертичная часть чехла

Fig. 179. Seismotectonic provinces I-VII and epicentres of earthquakes in the Caspian region [Ивано­ва, Трифонов, 2002]

1-4 - magnitudes of earthquakes M_s: 1 - 33 km; 7 - the province boundary; 8 - active fault; 9-11 - areas with different regimes of the Pliocene-Quaternary vertical movements: 9 - moderate uplift, 10 - intensive uplift, 11 - subsidence (isopachs of the Pliocene-Quaternary deposits are shown with 2 km-step); 12-16 - principal sections of the Earth’s crust: 12 - basement, 13 - waveguide within the basement, 14 - Jurassic-Cretaceous volcanic unit, 15 - sedimenta­ry cover or its pre-Pliocene part, 16 - Pliocene-Quaternary part of the cover

ского районирования являются очаговые зоны землетрясений, которые приуро­чены, как правило, к границам новейших структур, характеризующимся высо­кими градиентами параметров глубинного строения, контрастами знака и амп­литуд новейших движений.

Северный Каспий не рассматривался из-за почти полного отсутствия земле­трясений и вялости других проявлений молодой тектоники. Исследованная тер­ритория Среднего и Южного Каспия и их обрамлений, ограниченная координа­тами 36,5^o-44^oс.ш. и 47,5°-54,5° в.д. с небольшим расширением на юго-востоке (рис. 179), охватывает части эпипалеозойской Скифско-Туринской плиты, в раз­ной степени переработанные альпийскими движениями, и собственно альпий­ские структуры. К первым относятся Средний Каспий и соседние побережья, а также восточная часть впадины Южного Каспия (провинции I, II и VII), а ко вто­рым - западная и южная части Южнокаспийской впадины и её обрамления (про­винции III—VI). Позднекайнозойские тектонические движения создали систему контрастных новейших структур, к границам которых приурочены очаговые зоны землетрясений.

Провинция I представляет собой контрастное сочетание горных сооружений восточной окраины Дагестанского клина и Юго-Восточного Кавказа с Дербент­ским прогибом западной части Среднего Каспия (см. рис. 179). Их формирование происходило одновременно в плиоцен-четвертичное время и сопровождалось пе­рерождением эпипалеозойской коры обеих структур (рис. 180, 1, 2). В Дербент­ском прогибе максимальная мощность чехла превышает 14 км, а плиоцен-четвер- тичного комплекса - 5 км, причём особенно интенсивное прогибание началось лишь в конце плиоцена и продолжается до сих пор, оставаясь не скомпенсирован­ным осадконакоплением [Леонов и др., 1998]. Основная очаговая зона землетря­сений, среди которых были события с M_sдо 6,3 и глубинами гипоцентров до 110 км, протягивается вдоль юго-западного склона Дербентского прогиба.

Большая часть провинции II, охватывающей восточную часть Среднего Кас­пия и его побережья, слабо дифференцирована новейшими движениями. В её юж­ной части обособляется Карабогазский свод, где мощность осадочного чехла рез­ко сокращена, а кора утонена (см. рис. 180, 3). Отмечая наличие положительной гравитационной аномалии, Р.Г. Гарецкий [1972] предположительно связывает об­разование свода с разуплотнением верхов мантии. На южном краю провинции на­ходятся Северобалханская и Южнобалханская зоны разломов с Большебалхан- ским рампом между ними. Здесь, на границе Карабогазского свода и Западно­Туркменской впадины, наиболее резко изменяется мощность осадочного чехла и свойства коры [Амурский и др., 1968; Курбанов, Ржаницин, 1982]. Именно в этой области тектонического контраста находится Красноводско-Болыпебалханская зона землетрясений, в которой наблюдаются три скопления эпицентров, к вос­точному из которых приурочены сильнейшие землетрясения - Казанджикское 1946 г. (M_s = 7) и Большебалханское 6 декабря 2000 г. (M_s = 7,4).

В пределах провинции VII кристаллическая часть коры Западно-Туркмен­ской низменности, сходная с корой Туранской плиты, постепенно сокращается к западу до 15-20 км под восточной частью Южного Каспия (см. рис. 180, 4). Осадочный чехол имеет умеренную мощность и сравнительно слабо деформи­рован. На юге мощность чехла нарастает, и он слагает Горганский передовой прогиб перед фронтом позднекайнозойских поднятий Аладага и Восточного Эльбурса, в которых признаки поперечного укорочения сочетаются с продоль­ными левыми сдвигами. К области тектонического контраста между прогибом и поднятиями и приурочено большинство землетрясений провинции, в том чис­ле несколько событий с M_s> 6.

Рис. 180. Схематические глубинные разрезы провинций Каспийского регио­на [Иванова, Трифонов, 2002]

1 - осадочный чехол или его доплиоце- новая часть; 2- плиоцен-четвертичная часть чехла; 3- юрско-нижнемеловой вулканоген­ный комплекс; 4 - кристаллическая часть земной коры; 5 - верхняя мантия; 6 - коро­вые и верхнемантийные волноводы. Цифры над разрезами. 1, 2 - провинция I: 1 - при­брежная часть Восточного Кавказа [Красно- певцева, 1984], 2 - Дербентский прогиб [Ан­типов и др., 1996; Краснопевцева, 1984; Лео­нов и др., 1998]; 3 - провинция П, Карабогаз- ский свод [Гарецкий, 1972]; 4 - провинция VII, восточное побережье Южного Каспия [Антипов и др., 1996; Артюшков, 1993; Лео­нов и др., 1998; Родкин, 2000]; 5 - провинция Ш, зона Южного склона Большого Кавказа [Краснопевцева, 1984]; 6 - провинция VI, Нижнекуринская впадина [Краснопевцева, 1984]; 7 - провинция IV, Апшеронский порог [Антипов и др., 1996; Голинский и др., 1989]; 8 - провинция V, западная часть Южного Каспия [Артюшков, 1993]

Fig. 180. Schematic deep sections of the provinces in the Caspian region [Иванова, Трифонов, 2002]

1 - sedimentary cover or only its pre­Pliocene part; 2 - Pliocene-Quaternary part of the cover; 3 - Jurassic-Lower Cretaceous volcanic

unit; 4 - basement part of the Earth’s crust; 5 - upper mantle; 6 - crustal and upper mantle waveguides. Numerals above the sections. 1,2- the province I: 1 - coastal part of the Eastern Caucasus [Краснопевцева, 1984], 2 - the Derbent basin [Антипов и др., 1996; Краснопевцева, 1984; Леонов и др., 1998]; 3 - the province П, the Kara- Bogaz arch [Гарецкий, 1972]; 4 - the province VII, eastern coast of the South Caspian [Антипов и др., 1996; Ар­тюшков, 1993; Леонов и др., 1998; Родкин, 2000]; 5 - the province Ш, the Zone of the southern slope of the Great Caucasus [Краснопевцева, 1984]; 6 - the province VI, the Lower Kura basin [Краснопевцева, 1984]; 7 - the province IV, the Apsheron Threshald [Антипов и др., 1996; Голинский и др., 1989]; 8 - the province V, western part of the South Caspian [Артюшков, 1993]

Провинция VI (Нижнекуринская впадина) по мощности коры и строению её кристаллической части [Краснопевцева, 1984] в значительной мере сходна с провинцией VII (см. рис. 180, 6). Впадина сложена плиоцен-четвертичными осадками, достигающими мощности 3 км и перекрывающими на севере образо­вания южного склона Паратетиса, а на юге структуры Малого Кавказа - Та- лышской дуги. В Саатлинской глубокой (8 км) скважине, заложенной в южной части впадины, вскрыт 2,5-километровый разрез осадков верхнего миоцена - квартера, трансгрессивно залегающих на верхнемеловых карбонатах, которые на глубине 3 км сменяются вулканогенными отложениями нижнего мела - юры островодужного типа (ветвь Сомхето-Кафанской зоны?). Слабые землетрясе­ния многочисленны во всей провинции, но главная очаговая зона, где происхо­дили более сильные и все глубокие (нижнекоровые) землетрясения, приуроче­на к отмеченной активными разломами (рис. 181) границе впадины с поднятием Талышской дуги [Трифонов, 1999].

Провинция V, охватывающая западную и южную части Южного Каспия, Талыш и часть Западного Эльбурса, отличается наибольшей сложностью и контрастностью позднекайнозойских движений. Западная часть Южного Кас-

Рис. 181. Карта активных разломов Каспийского региона [Иванова, Трифонов, 2002]

1—6 — разломы с последними зарегистрированными проявлениями активности в позднем плейстоце­не и голоцене, включая историческое время, слева достоверные, справа предполагаемые: 1- сброс, 2- надвиг или взброс, 3- сдвиг, 4- флексура, 5 - разлом с неизвестным типом смещений, 6- глубинный раз­лом, выраженный на поверхности лишь косвенными признаками; 7 - разломы с последними зарегистри-

пия представляет собой глубокую, некомпенсированную впадину с утонённой до 8-10 км кристаллической частью коры (см. рис. 180, 8). Здесь накопилось до 20 км осадков [Артюшков, 1993; Леонов и др., 1998]. Не менее половины их при­ходится на плиоцен-четвертичные отложения, а мощность лишь верхнеплио- цен-четвертичного комплекса местами превышает 6 км (см. рис. 179). Наиболь­шие современные глубины моря достигают 1 км. Осадочный чехол впадины на­рушен молодыми антиклиналями с проявлениями глиняного диапиризма и гря­зевого вулканизма. От менее прогнутой Нижнекуринской впадины её отделяют крутые разломы. Их поверхностным выражением являются молодые сбросы, протягивающиеся вдоль побережья (см. рис. 181).

В новейшей структуре простирающегося на ЗСЗ Западного Эльбурса плио­цен-четвертичные складчатые деформации и молодые взбросо-надвиги сочета­ются с продольными левосдвиговыми перемещениями [Berberian et al., 1992; Трифонова, 1999]. На западе, в Ардебиле, Эльбурс торцово сочленяется с вос­точным флангом Талышской дуги, в котором взбросы и другие проявления по­перечного сжатия сочетаются с признаками молодого продольного правого сдвига. При указанном кинематическом различии Западный Эльбурс и Талыш сходны как в структурно-формационном отношении, так и по роли в новейшем структуре, образуя горное обрамление Южно-Каспийской впадины. К погра­ничной между ними области, охватывающей часть шельфа и побережье, при­урочено большинство сильных землетрясений провинции. Менее протяженные очаговые зоны связаны с активными разломами Ардебиля и Эльбурса. Силь­нейшим там было Рудбарское землетрясение 1990 г. (M_s = 7,4).

Провинции III и IV целиком представляют собой высокоградиентные зоны на границах крупных новейших структур. В провинции III (зона Южного склона Большого Кавказа) этот контраст на границе с провинцией I предопределился отложением более глубоководных фаций позднего мезозоя, палеогена и ранне­го миоцена, формировавшихся на относительно тонкой коре Паратетиса. В позднем кайнозое контраст усилился пограничным положением зоны между Кавказом и Нижнекуринской впадиной и выразился формированием южновер- гентных складок и надвигов, приведшим к утолщению коры [Краснопевцева, 1984] (см. рис. 180, 5). Вблизи Южного Каспия складки становятся более изоме- тричными и протягиваются в пределы акватории вдоль активных взбросов и правых взбросо-сдвигов. Проявления позднечетвертичной активности наиболее выразительны в Карамарьянской гряде и зоне Аджичайского (Сальян-Ленги-

рованными проявлениями активности в среднем плейстоцене, слева достоверные, справа предполагае­мые (разделены на типы, подобные 7-5); 8,9-средняя скорость перемещений по разлому, мм/год: 8 -≥1, 9 - 1,9 -< 1. Numerals in the map: 1 - Adjichai fault, 2 - Ala Dagh, 3 - Apsheron Threshald, 4 - Ardebil, 5 - Great Balkhan (ramp), 6 - Main Caucasus thtrust, 7 - Main Copet Dagh fault, 8 - Gorgan basin, 9 - Daghestan wedge, 10 - Derbent basin, 11 - Isak-Cheleken zone, 12 - Kara-Bogaz-Gol (bay), 13 - Karamarian anticline, 14 - Kelkor trough, 15 - Talysh arc, 16 - Alborz, 17 - South-East Caucasus

бизского) разлома, где средняя скорость позднечетвертичных подвижек дости­гает 1 мм/год [Милановский, 1968; Трифонов, 1983]. Слабые землетрясения рас­сеяны во всей зоне, но выделяется Шемахинский очаг, где сильнейшим было со­бытие 1902 г. (M_s = 6,9).

Зона Апшеронского порога (провинция IV) находится над флексурно-раз­ломной зоной фундамента, отделяющей Средний Каспий с его эпипалеозойской континентальной корой от Южно-Каспийской впадины. Порог образован поло­сой бескорневых позднеплиоцен-четвертичных конседиментационных подня­тий, расположенных эшелонированно или друг за другом и продолжающихся на восток Исак-Челекенской антиклинальной зоной. На севере порог ограничен глубоким и узким Северо-Апшеронским прогибом, смыкающимся на западе с Дербентским и продолжающимся в Туркмению Келькорским прогибами.

Контрастное строение провинции, приуроченной к глубинному тектониче­скому уступу, подчеркивается протягивающейся вдоль неё эшелонированно по­строенной зоной активных разломов (см. рис. 181), кулисно подставляющейся на востоке Главным Копетдагским разломом и на западе продолжением Глав­ного Кавказского надвига. Кинематика этих разломов изменяется в пределах Каспия. Если на Юго-Восточном Кавказе они являются взбросами и, по данным М.Л. Коппа [1997], имеют левосдвиговую компоненту смещений, то в туркмен­ской части системы выявлены правосдвиговые смещения, намного превышаю­щие взбросовую компоненту [Расцветаев, 1973; Трифонов, 1983; Трифонов и др., 1986]. При большом числе слабых землетрясений в провинции lV произош­ло сильнейшее во всём регионе Красноводское землетрясение 1895 г. (M_s = = 7,9-8,2; глубина гипоцентра 55 км), обширный очаг которого располагался на востоке провинции. Кроме него, обособляется Центральнокаспийский очаг, где события 1986 и 1989 гг. имели M_s ≥ 6. Их гипоцентры располагались ниже зем­ной коры или в её подошве.

Итак, во всех провинциях крупнейшие очаги землетрясений приурочены к областям неотектонических контрастов, что свидетельствует о современных дифференцированных движениях. При этом в провинциях I, VI и VII сейсмич­ность концентрируется в бортовых частях Дербентского и Горганского проги­бов и Нижнекуринской впадины, вероятно, отражая их продолжающееся проги­бание, а в провинциях П, IV и V приурочена к склонам горных сооружений (при­брежная область Эльбурса и Талыша, Апшеронский порог, южная часть Кара- богазского свода), подчеркивая их поднятие. Эти различия оказались сущест­венными при оценке связи колебаний уровня Каспия с вариациями сейсмично­сти провинций.

7.1.3.