Первые научные исследования Устюртского региона начаты еще в XIX веке. Работы Гумбольдта А. Ф. (1843 г.), Северцева И. А. (1857 г.), Богданова М. Н. (1875 г.), Барбот де Марни

Олигоценовый отдел - Рз
Олигоценовые отложения завершают разрез палеогена. Литологически они хорошо выделяются в разрезе и представлены мощной толщей глин серых, зеленых, зеленовато-серых, плотных, местами слоистых за счет тончайшиx линзовидных включений и пропластков песчанистого материала. В глинах встречаются остатки и отпечатки фауны, мелко рассеянные кристаллики пирита. Палеогеновые отложения полностью размыты.
Неогеновая система (N)
Отложения неогена залегают на размытой поверхности верхнемеловых образований. Представлены они известняками светло серыми, зеленовато-серыми, органогенно-обломочными, плитчатыми, доломитизированными к по­дошве пачки переходящими в мергель того же цвета рыхлый, мелоподобный.
Четвертичные отложения представлены супесями и песками краснова- то-желтыми, рыхлыми, кварцево-полевошпатовыми. Общая мощность неоген-четвертичных отложений 14 – 34 м.
Стратиграфическая разбивка продуктивной части месторождения Бердак - Шимолий Бердак приведена в приложении.

Проектный стратиграфический разрез поисковой
скважины №1 площади Куйи Сургиль

Стратиграфические единицы	Интервалы залегания, м	Мощность, м
Неоген-четвертичные отложения	0-30	3
Меловые отложения	30-1650	1620
Верхний мел	30-425	395
Сенон	30-55	25
Турон	55-205	150
Сеноман	205-425	220
Нижний мел	425-1650	1225
Альб	425-770	345
Аптский	770-950	180
Неоком	950-1650	360
Юрские отложения	1650-4500	2850
Верх. юра	1650-2190	540
Средняя юра	2190-3100	910
Нижняя юра	3100-4500	1400
Забой	4500

Стратиграфия

В Устюртском регионе при бортовых зонах прогибов палеозойские образования имеют сокращенную мощность, и они сильно дислоцированы. Некоторые исследователи (В.Н.Башаев и др.,1966г, А.Е.Абетов 1994г, 2001г и др.) предполагают их насыщенность здесь продуктами магматизма, проявившегося в активные фазы складчатости.

До верхнепермские образования по материалам сейсмостратиграфического анализа временных разрезов МОГТ (А.Е.Абетов,1998-2002гг) и бурения залегают на глубинах от 3,0-4,0км в бортовых зонах до 5,6-5,8км в депо центре Судочьего прогиба.
В Судочьем прогибе в целом наблюдаются полные стратиграфические разрезы осадочного покрова с максимальными мощностями юрских (3,0км и более), меловых (1,6-1,8км) и палеогеновых (до 0,7км) отложений. При общем совпадении структурных планов нижне- и верхнеюрских образований отмечается смещение сводов структур до 2-5км. От бортов к депоцентру прогиба поверхности этих отложений по дизъюнктивам погружаются соответственно до 3,6-3,8км и 2,2-2,3км. По кровле мела Судочий прогиб ассиметричен с крутым восточным и более пологим западным бортами.
В рельефе верхне- и среднеюрских отложений в северный половине Судочьего прогиба достаточно четко выделяются Ургинская и Бердахская линии антиклинальных структур. В центральной части намечается еще одна линия структур Арал-Тайли.
С геодинамических позиций генезис Судочьего прогиба связывается с процессами рифтогенеза, который Ж.Ю. Юлдашев (2007г) считал начинавшегося еще в раннем палеозое. Другие исследователи нефтегазовой геологии с геодинамических позиций генезис Судочьего прогиба связывают с процессами зон локальных растяжения (Г.С.Абдуллаев, М.Х.Искандаров, Р.Н.Ишназаров и др. 2017г), который начинавшегося в средины и позднего палеозоя. Первоначально в Судочью систему палеорифтов, очевидно входили также территории современных Куаныш-Коскалинского и Тахтакаирского валов (А.Е. Абетов, А.В. Киршин, 2002г). В течение до мелового времени здесь дважды проявлялись тектонические процессы по схеме рифт некомпенсированный прогиб – эпирифтовая синеклиза, что обеспечило накопление мощных толщ верхнепалеозойских и юрских образований.
В современном структурном плане его размеры равны 160,0 х 30,0км. Т.Л. Бабаджанов, Н.Я. Кунин (1986г, 1992г), В.А. Рзаева, А.Е. Абетов и др., (1994г), принимают за фундамент здесь сильно дислоцированные, интенсивно метаморфизованные осадочно-вулканогенные образования предположительно рифейского возраста, местами прорванные интрузиями. В геологическом строении месторождения принимают участие юрские, меловые, палеогеновые, неоген-четвертичные отложения.
Юрские образования с угловым и стратиграфическим несогласием залегают на образованиях пермотриаса и палеозоя. Разрез юры представлен отложениями трех отделов: нижнего, среднего и верхнего Геологический разрез по линии скважин 6-4-5-9-22-1 Уч месторождения Шаркий Бердак.Стратиграфическая разбивка которых в скважинах месторождения дана в приложении А.
Нижнеюрский отдел (J1). В основании нижнеюрских отложений залегают базальные гравелиты или грубозернистые песчаники. Характерной особенностью нижнеюрских пород является насыщенность их углефицированными остатками растений.
Песчаники светло-серые, темно-серые, разнозернистые кварц-палево-шпатового состава, плотные, очень крепкие, слюдистые с массивной текстурой, участками пористые. Алевролиты серые, темно-серые, плотные крепкие с массивной текстурой. Аргиллиты темно-серые до черных, плотные, крепкие с зеркалами скольжения, участками алевритистые, слабослюдистые, массивные, участками с полосчатой текстурой (листоватые), трещиноватые .
Средний отдел (J2) залегает трансгрессивно на подстилающих нижнеюрских образованиях. Вскрыты они всеми скважинами на неполную мощность, т.е. разведочные скважины пробурены на глубину до вскрытия ГВК.
Разрез представлен терригенными образованиями – тонко переслаивающиеся песчаники, алевролиты, глины, аргиллиты. Окраска пород зеленовато-серая, темно-серая. Песчаники разнозернистые кварц-полево-шпатового состава, массивные, плотные, крепкие, слюдистые, участками переходящие в гравелиты мелкогалечные с песчано-глинистым цементом черного цвета. Глины песчанистые, массивные, крепкие, переходящие в слоистые аргиллиты и алевролиты. Аргиллиты слабослюдистые с прослоями и линзами алевролитов. Алевролиты слабослюдистые, крепкие, плотные.
Мощность среднеюрских отложений в скважинах на месторож- дении Восточный Бердак составляет 504 – 568 м .
Верхнеюрский отдел (J3) представлен переслаиванием глин, песчан- иков, алевролитов. В верхней части породы красноцветные, серовато-коричневые, переходящие к низам в серые, зеленовато-серые.
Глины плотные, в нижней части разреза обогащенные обугли-
вшимися растительными остатками. Песчаники разнозернистые, полимиктовые, в нижней части разреза глауконитовые, крепкие, горизонтально-слоистые. Алевролиты полимиктовые, в нижней части глауконитовые, крепкие, плотные, горизонтально-слоистые.
В кровле верхнеюрского разреза залегает пласт песчаников, глин и алевролитов толщиной 50 – 55 м, известковистых, разнозернистых, являющихся аналогом карбонатной пачки, присутствующей в кровле юрского разреза на месторождении Урга. Мощность отложений верхней юры составляет 577 – 607 м.
В Устюртском регионе при бортовых зонах прогибов палеозойские образования имеют сокращенную мощность, и они сильно дислоцированы. Некоторые исследователи (В.Н.Башаев и др.,1966г, А.Е.Абетов 1994г, 2001г и др.) предполагают их насыщенность здесь продуктами магматизма, проявившегося в активные фазы складчатости.
До верхнепермские образования по материалам сейсмостратиграфического анализа временных разрезов МОГТ (А.Е.Абетов,1998-2002гг) и бурения залегают на глубинах от 3,0-4,0км в бортовых зонах до 5,6-5,8км в депо центре Судочьего прогиба.
В Судочьем прогибе в целом наблюдаются полные стратиграфические разрезы осадочного покрова с максимальными мощностями юрских (3,0км и более), меловых (1,6-1,8км) и палеогеновых (до 0,7км) отложений. При общем совпадении структурных планов нижне- и верхнеюрских образований отмечается смещение сводов структур до 2-5км. От бортов к депоцентру прогиба поверхности этих отложений по дизъюнктивам погружаются соответственно до 3,6-3,8км и 2,2-2,3км. По кровле мела Судочий прогиб ассиметричен с крутым восточным и более пологим западным бортами.
В рельефе верхне- и среднеюрских отложений в северный половине Судочьего прогиба достаточно четко выделяются Ургинская и Бердахская линии антиклинальных структур. В центральной части намечается еще одна линия структур Арал-Тайли.
С геодинамических позиций генезис Судочьего прогиба связывается с процессами рифтогенеза, который Ж.Ю. Юлдашев (2007г) считал начинавшегося еще в раннем палеозое. Другие исследователи нефтегазовой геологии с геодинамических позиций генезис Судочьего прогиба связывают с процессами зон локальных растяжения (Г.С.Абдуллаев, М.Х.Искандаров, Р.Н.Ишназаров и др. 2017г), который начинавшегося в средины и позднего палеозоя. Первоначально в Судочью систему палеорифтов, очевидно входили также территории современных Куаныш-Коскалинского и Тахтакаирского валов (А.Е. Абетов, А.В. Киршин, 2002г). В течение до мелового времени здесь дважды проявлялись тектонические процессы по схеме рифт обеспечило накопление мощных толщ верхнепалеозойских и

Тектоника

Геологическое развитие Устюртского региона, занимающего западное окончание Туранской плиты в период геосинклинального, промежуточного и платформенного этапов, позволяет говорить об его гетерогенной структуре. Западная часть региона (УстюртКаракумская часть Туранской плиты, а для изучаемой территории собственно Устюртская, характеризуется глубоким погружением кровли складчатого фундамента и гетеро генным геологическим строением, восточная часть (Арало-Кызылкумская) – приподнятой поверхностью складчатого фундамента. Сочленение этих тектонических элементов происходит по «так называемой Арало-Кызылкумской шовной зоне» или по линии Архангельского А.Д., (1923 г). В западной части региона выделяются Северо-Устюртская и Южно-МангышлакУстюртская впадины и разделяющая их Центрально-Устюртская зона поднятий. В пределах каждого тектонического элемента более крупного порядка выделяются тектонические элементы более низких порядков. В пределах Северо-Устюртской впадины (синеклизы) выделяются Чурукская седловина, Кассарминский вал, Актумсукская система дислокаций, Агыинское поднятие, Яркимбайский выступ, Куаныш-Коскалинский и Тахтакаирский валы и разделяющие их прогибы: Самский, Косбулакский, Барсакельмесский, Судочий. В пределах Южно-Мангышлак-Устюртской впадины выделяются Шахпахтинская ступень, Узункуинский выступ и разделяющий их Ассакеауданский прогиб. Складчатое основание восточной части региона – Араломорской впадины акватории Аральского моря окончательно сформировалось на этапе герцинского тектогенеза, что характерно для всей Туранской плиты. В пределах Араломорской впадины выделяются тектонические элементы более низкого порядка: Талдыкский прогиб, Аккалинский выступ, Восточно-Аральское поднятие, Бузгульское поднятие, Северо-Аральский прогиб и др.

Тектоническое районирование Устюртского региона осуществлялось в разные годы Б.Б.Таль-Вирским, Т.Л.Бабаджановым, А.А.Абидовым, А.Е. Абетовым и др.
По последней схеме (А.А.Абидов, Т.Л.Бабаджанов 2004г.) территория Каракалпакской части плато Устюрт расположена в центральной части Туранской плиты, в которой выделяется складчатый фундамент и залегающий на ней с резким угловым несогласием слабо дислоцированный мезозойско-кайнозойский осадочных чехол.
Фундамент в его пределах предполагается на глубинах 9,5-11,0км. На большей части территории, он перекрыт мощными (до 6км и более) толщами доюрских комплексов пород.
По материалам сейсмостратиграфического анализа (А.Е.Абетов и др., 2000г) и единичных скважин, вскрывших этот комплекс, породы верхнего палеозоя характеризуются в основном осадочным обликом и пологой слоистостью.
В бортовых зонах палеозойские образования имеют сокращенную мощность, сильно дислоцированы; некоторые исследователи (В.Н.Башаев и др.,1966г, А.Е.Абетов 1994г, 2001г и др.) предполагают их насыщенность здесь продуктами магматизма, проявившегося в активные фазы складчатости.
Доверхнепермские образования по материалам сейсмостратиграфического анализа временных разрезов МОГТ (А.Е.Абетов,1998-2002гг) и бурения залегают на глубинах от 3,0-4,0км в бортовых зонах до 5,6-5,8км в депоцентре Судочьего прогиба.
В Судочьем прогибе в целом наблюдаются полные стратиграфические разрезы осадочного покрова с максимальными мощностями юрских (3,0км и более), меловых (1.6-1.8км) и палеогеновых (до 0,7км) отложений. При общем совпадении структурных планов нижне- и верхнеюрских образований отмечается смещение сводов структур до 2-5км. От бортов к депоцентру прогиба поверхности этих отложений по дизъюнктивам погружаются соответственно до 3,6-3,8км и 2,2-2,3км. По кровле мела Судочий прогиб ассиметричен с крутым восточным и более пологим западным бортами.
В рельефе верхне- и среднеюрских отложений в северный половине Судочьего прогиба достаточно четко выделяются Ургинская и Бердахская линии антиклинальных структур. В центральной части намечается еще одна линия структур Арал-Тайли.
С геодических позиций генезис Судочьего прогиба связывается с процессами рифтогенеза, начинавшегося еще в раннем палеозое. Первоначально в Судочью систему палеорифтов, очевидно входили также территории современных Куаныш-Коскалинского и Тахтакаирского валов (А.Е.Абетов, А.В.Киршин,2002г). В течение домелового времени здесь дважды проявлялись тектонические процессы по схеме рифт-некомпенсированный прогиб – эпирифтовая синеклиза, что обеспечило накопление мощных толщ верхнепалеозойских и юрских образований.
В современном структурном плане его размеры равны 160,0 х 30,0км. Т.Л.Бабаджанов, Н.Я.Кунин (1986г, 1992г), В.А.Рзаева, А.Е.Абетов и др., (1994г), принимают за фундамент здесь сильно дислоцированные, интенсивно метаморфизованные осадочно-вулканогенные образования предположительно рифейского возраста, местами прорванные интрузиями.
Тахтакаирский вал по представлениям большинства исследователей простирается от Султануиздага на юге до Северо-Западного Приаралья более чем на 400км. С запада и востока он ограничен глубинными разломами амплитудой до 0,4-0,8км. Восточный является частью крупнейшего Арало-Кызылкумского разлома. По материалам Т.Л.Бабаджанова, В.А.Рзаева, А.Е.Абетова и др. фундамент залегает здесь на глубинах до 7-10км, а доюрский комплекс пород до 4-5км. Последний представлен осадочными и, возможно, вулканогенными образованиями суммарной мощностью до 3км и более.
По доюрским образованиям здесь фиксируется крупный линейный прогиб с депоцентрами по линии площадей Кызыл-Шалы, Шагырлык, Тахтакаир, Арка Кунград.
В позднем неогене вследствие активного проявления поздней фазы алпийского тектогенеза произошла инверсия Тахтакаирского вала, поэтому здесь наблюдается последовательное выпадение из разреза неогеновых, палеогеновых и верхних секций верхнемеловых отложений.
Газоконденсатное месторождение Шарк.Бердах-Учсай расположено в пределах Бердахской тектонической ступени, северо-восточного борта Судочьего прогиба, входящего в состав Северо-Устюртской впадины.
Судочий прогиб простирается субмеридонально от Центрально-Устюртской системы дислокаций на юге до Актумсукской системы дислокаций на севере. На западе он граничит с Куаныш-Коскалинским валом, на востоке с Арало-Кызылкумским разломом.
Структура Куйи Сургиль выявлена в 1989 году сейсморазведкой МОГТ-2Д и подготовлена под глубокое бурение сейсморазведкой МОГТ-3Д в 2016году по отражающему горизонту T_IV^III (J₁), приуроченному к нижнеюрским отложениям.
Структура Куйи Сургиль представляет собой антиклинальную складку с размерами по замкнутой изогипсе минус 3900 м размеры –3,7х5,0км, амплитуда - 120м, площадь - 14,8 кв.км.
Месторождение Бердак - Шимолий Бердак расположено в центральной части Бердахской тектонической ступени, северо-восточного борта Судочьего прогиба, входящего в состав Северо-Устюртской впадины.
Судочий прогиб простирается субмеридионально от Центрально-Устюртской системы дислокаций на юге до Коссарминского вала на севере более чем на 150 км, при ширине на 40-50 км. На востоке ограничен Тахтакаирским валом, с юга и севера – Коскалинским выступом и восточными переклиналями Актумской системы поднятий, с запада Куаныш-Коскалинским валом.
Структура Шимолий Бердак выявлена сейсморазведкой МОГТ в 1996г. Подготовлена к глубокому бурению в 1997 г. По отражающему горизонту Т_IV^II по изогипсе минус 3000 м, размеры структуры составляют 9,0×5,5 км, площадь 36 кв.км., амплитуда 80 м.
Месторождение открыто в 2004 г, первооткрывательницей его явилась скважина 2, в которой при опробовании интервала перфорации 2644-2640 м. (пласт J₂^2б) получен приток газа дебитом 70 тыс.м³/сутки.В результате проведенного анализа разрезов, вскрытых скважинами 1-19 глубин залегания реперных горизонтов и данных сейсморазведки построены структурные карты по кровле продуктивных горизонтов в верхне-, среднеюрских отложениях, согласно которым структура Бердак - Шимолий Бердак имеет более сложное строение и по кровле горизонта J₂^2б, приуроченного к нижней части среднеюрских отложений представляет собой трехкупольную гемиантиклиналь вытянутую с северо-запада на юго-восток: северный купол размером 7,25 × 5 км – в районе скважин 9, 13, 15, 18, а также скважины 11, 21 и 22 Сургил; центральный купол размером 7,0 × 5,5 км – в районе скважин 3,5,8,10,14,16 и 17; южный купол размером 5,25 × 4,5 км – в районе скважины 19, 2 и 3 Бердах. Общая площадь структуры составляет 94,7 кв. км с амплитудой порядка 130 м.