Геотектоника, 2021, № 4, стр. 3-40

Структуры Восточно-Европейской платформы, палеоконтинента Гондвана и Центрального Казахстана

Восточно-Европейская платформа. К настоящему времени строение фундамента Восточно-Европейской платформы и возрасты слагающих его кристаллических комплексов достаточно детально изучены (рис. 6, а). В продуктах эрозии фундамента Восточно-Европейской платформы представлены две популяции циркона с возрастами:

Рис. 6.

(а) – Возрастные диапазоны комплексов потенциальных источников сноса, участвующих в строении фундамента Восточно-Европейской платформы и структур ее обрамления (по [1, 33, 57, 61, 101], с изменениями и дополнениями); (б) – гистограмма и кривая плотности вероятности для U–Pb изотопных возрастов dZr из пробы K15-501. На (а) – Анорогенные плутоны: В – Выборгский; К – Коростеньский, КН – Корсунь-Новомиргородский, НУ – Новоукраинский, О – Октябрьский, Р – Рижский.

– более 2.5 млрд лет, первичными источниками которых были архейские протократоны;

– 1.65–2.2 млрд лет, первичными источниками которых были раннепротерозойские орогены – Волго-Сарматский, Лапландско-Кольский, Волынско-Среднерусский и магматические комплексы внутриплитного происхождения [38, 89]. Наиболее полно геохронологически изучены комплексы Фенноскандии и Сарматии, фундамент которых доступен непосредственному изучению на Балтийском и Украинском щитах и в Воронежском кристаллическом массиве. В меньшей степени изучена Волго-Уралия, поскольку ее фундамент почти везде перекрыт мощным чехлом. Он обнажен только в Тараташском выступе Башкирского поднятия на западе северной части Южного Урала и в нескольких локациях вскрыт бурением. Однако представление о наборе возрастов кристаллических комплексов Волго-Уралии дают результаты U–Pb датирования dZr из разных стратиграфических уровней типового разреза рифея Башкирского поднятия, сложенных эрозионными продуктами Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы [31, 33–35, 57, 58] (рис. 7). Совокупные данные по всем рифейским толщам Башкирского поднятия представляют собой референтный возрастной набор, характеризующий Волго-Уральскую питающую провинцию.

Рис. 7.

Гистограммы и кривые плотности вероятности для U–Pb изотопных возрастов dZr из обломочных пород разных стратиграфических уровней сводного типового разреза рифея Башкирского поднятия. (а) – по [57]; (б) – по [31]; (в) – по [60]; (г) – по [58]; (д) – по [58]; (е) – по [33, 58].

Палеоконтинент Гондвана. Для всех Пери-Гондванских блоков установлено, что в структуре их основания есть кристаллические комплексы с поздненеопротерозойско–раннекембрийскими возрастами 750–450 млн лет, а осадочные фанерозойские чехлы, налегающие на кристаллические комплексы этих блоков и сложенные продуктами их размыва, содержат многочисленные популяции dZr поздненеопротерозойско–раннекембрийского возраста (Пери-Гондванский провенанс-сигнал) (см. рис. 3). Популяции dZr такого возраста – универсальный показатель принадлежности коровых блоков к Пери-Гондване. При этом по результатам изучения детритового циркона из позднедокембрийских и фанерозойских толщ восточной и северо-восточной частей Северной Америки, Европы, Северной Африки, Кавказа и Ближнего Востока надежно показано, что более древние популяции dZr в Пери-Гондванских террейнах разной тектонической принадлежности, существенно различаются [122] (рис. 8). В частности, для осадочных толщ блоков из Амазонской и Западно-Африканской частей Гондваны (авалонские террейны) характерно отчетливое доминирование dZr с возрастами 2.0–2.3 млрд лет над всеми другими группами dZr и очень низкая представительность dZr с архейскими возрастами. В противоположность этому, в осадочных толщах из блоков северо-восточной Африканской и Аравийской частей Гондваны (кадомские террейны) превалируют позднемезопротерозойские и неопротерозойские dZr при заметной доле неоархейских и средне- и позднепалеопротерозойских dZr.

Рис. 8.

Кривые плотности вероятности для докадомских U–Pb изотопных возрастов dZr в Пери-Гондванских блоках разной тектонической принадлежности (по данным [122]).

Помимо Пери-Гондванских террейнов, в обрамлении Восточно-Европейской платфтормы есть только две области, крупнообъемные кристаллические комплексы которых могут быть первичными источниками массового циркона с возрастами 750–500 млн лет – это тиманиды северо-восточного обрамления Восточно-Европейской платформы и Волынская вулканическая провинция в ее юго-западной части (см. рис. 2, а, б). При этом возрастной интервал тиманид почти тождественен кадомидам, но возрастной интервал комплексов Волынской вулканической провинции значительно более узкий – только 530–560 млн лет. Поэтому, фиксация Пери-Гондванского провенанс-сигнала в осадочных толщах юга и юго-востока Восточно-Европейской платформы при исключении тиманид и Волынской вулканической провинции – двух структур как источников циркона с возрастом 750–500 млн лет, – это маркер присутствия в питающих провинциях Пери-Гондванских террейнов.

Центральный Казахстан. В структуре палеозоид Кокчетавского массива Центрального Казахстана, сопряженного с дальними восточными зонами Южного Урала, участвуют докембрийские кристаллические комплексы, верхнерифейские слабометаморфизованные кварцитовые толщи и палеозойские чехлы, разрезы которых начинаются с терригенных толщ ордовика [15]. Результаты изучения детритового циркона из рифейских кварцитов и ордовикских песчаников дают представление о диапазоне возрастов подстилающих их кристаллических комплексов и в совокупности позволяют сформировать референтный набор, характеризующий Кокчетавскую питающую провинцию не только по данным U–Pb датирования, но и данным по Hf изотопии [16, 17, 100] (рис. 9).

Рис. 9.

Гистограммы и кривые плотности вероятности для U–Pb изотопных возрастов dZr из свит Кокчетавского массива северо-запада Центрального Казахстана. (а) – по [17]; (б) – по [16].

К настоящему времени накоплен репрезентативный объем геохронологических данных, которые позволяют реконструировать главные этапы формирования гетерогенной континентальной коры Казахстана [94]. В соответствии с этими данными, Кокчетавский микроконтинент, который составляет ядро эпи-палеозойского Казахстанского палеоконтинента, образован из ювенильного материала позднепротерозойских и мезопротерозойских внутри-океанических дуг. Самый ранний надежно зафиксированный магматический эпизод (K1) датируется как 1.9–1.65 млрд лет, следующий эпизод (K2) длился как минимум от 1.5 до 1.0 млрд лет. Его конечная фаза 1.2–1.0 млрд лет известна как Таримская орогения, реликты которой сохранились на территории Северного Казахстана (Северо-Казахстанская тектоническая зона) [15, 16, 94, 100].

Прикаспий

В последнее десятилетие значительный вклад в исследование строения Прикаспийской впадины и ее структурного основания внесены работами Ю.Г. Леонова, Ю.А. Воложа, М.П. Антипова [39, 51]. На севере Прикаспия в строении нижних уровней чехла и фундамента выделен Соль-Илецкий блок. Фактически это крайняя юго-восточная часть Восточно-Европейской платформы, граничащая с Прикаспийской впадиной и Предуральским прогибом. Ордовикские образования здесь залегают на глубинах 2.5–3 км под верхнедевонскими и более молодыми отложениями и вскрыты многими скважинами (рис. 10). Ордовикский разрез имеет трехчленное строение и мощность более 2000 м. Его верхняя часть представлена аргиллитами, алевролитами и песчаниками, в средней части преобладают песчаники, иногда переслаивающиеся с алевролитами и аргиллитами, а нижняя – сложена кварцитовидными песчаниками [51]. Ордовикский возраст пород подтвержден находками органических остатков [78]:

Рис. 10.

Строение юго-восточной части Восточно-Европейской платформы (ВЕП) и ее сочленения с сопредельными структурами. (а) – Схема строения ВЕП (показана на (б): квадрат серым); (б) – положение схемы строения ВЕП в структуре сегментации фундамента ВЕП и структур ее обрамления. На врезке: орогены и сутуры (пунктирные полосы и линии), разграничивающие домены фундамента ВЕП; Скандинавско-Гренландский каледонский ороген (заштрихованная область) в скандинавской части. Орогены: ВС – Волго-Сарматский, ЛК – Лапландско-Кольский, ВСР – Волынско-Среднерусский. Сутурные зоны (тектонические швы): БЛ – Ботническо-Ладожская, ГЭ – Гота–Эльв. Вулканическая провинция: ВВП – Волынская. 1–2 – структурные границы ВЕП с: 1 – Прикаспийской впадиной, 2 – Предуральским прогибом; 3 – геологические границы тектонических единиц, выделяемых в пределах юго-восточной части ВЕП; 4 – контуры Оренбургского блока; 5 – государственная граница; 6 – положение скважин и их номера: 1-Орд – скв. 1-Ордовикская, 2-Орд – скв.2-Ордовикская, 17-Ор – скв. 17-Оренбургская, 102-З.Ор – скв. 102-Западно-Оренбургская, 28-Крх – скв. 28-Краснохолмская, 1-Красн – скв. 1-Красноярская, 16-Красн – скв. 16-Красноярская, 77-Змл – скв. 77-Землянская, 301-Олш – скв. 301-Ольшанская, 307-Олш – скв. 307-Ольшанская, 311-Олш – скв. 311-Ольшанская, скв 619-Слм – 619-Салмышская

– акритархами среднего-позднего ордовика (скв. № 28-Краснохолмская и № 16-Красноярская);

– трилобитами среднего ордовика (скв. № 1-Красноярская);

– конодонтами и хитинозоями раннего-среднего ордовика (скв. № 102-Западно-Оренбургская);

– брахиоподами ордовика (№ 17-Ордовикская).

В скв. № 1-Ордовикская и № 2-Ордовикская органических остатков в ордовикских породах не обнаружено. Отнесение этих пород к ордовику проведено на основе сейсмо-стратиграфических и литологических корреляций [51]. Ордовик налегает здесь на рифейско–нижневендские терригенные толщи (скважины № 619-Салмышская, №№ 301-, 307-, 311-Ольшанские, № 1-Ордовикская) и на раннедокембрийские метаморфические образования (скв. № 77-Землянская) [2, 51].

Для определения тектонической природы питающих провинций, продуктами эрозии которых сложен терригенный ордовик Соль-Илецкого блока, нами изучены dZr из песчаников, вскрытых скв. № 2-Ордовикская на глубине 3439.7 м (проба K15-501). Возраст изученных dZr составляет, по [32, 59]:

– минимальный 561 ± 4 млн лет (D = 1.07%);

– максимальный 3092 ± 17 млн лет (D = 2.17%).

На кривой плотности вероятности (КПВ) фиксируются следующие пики, подкрепленные более чем двумя датировками, – 573, 603, 685, 1263, 1584 и 2087 млн лет (см. рис. 6, б).

Традиционно принято считать, что источником обломочного материала в ордовикский осадочный бассейн на Уральской окраине Восточно-Европейской платформы и в Южном Приуралье служили выступы раннедокембрийского кристаллического фундамента Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы – Татарского, Жигулевско-Пугачевского и других поднятий [51]. Однако изучение зерен dZ из ордовикских песчаников Соль-Илецкого блока показало, что среди этих зерен присутствуют многочисленные зерна с возрастами моложе 1.65 млрд лет, не типичными для пород блоков фундамента Восточно-Европейской платформы (см. рис. 6). Отметим, что на Западном Урале, а также в некоторых рифейских авлакогенах на юго-востоке Восточно-Европейской платформы, известны кристаллические комплексы с возрастами <1.65 млрд лет и еще более молодые образования (например, гусихинский комплекс в Пачелмском авлакогене, по [49]). Эти образования могли быть источниками единичных dZr с позднедокембрийскими и даже кембрийскими возрастами из пробы K15-501. Однако они не могут объяснить весь полученный в пробе К15-501 спектр позднедокембрийских возрастов dZr.

Ранее нами было показано, что в породах из разных стратиграфических уровней рифея Башкирского поднятия на Западном Урале присутствуют только dZr с возрастами древнее 1.65 млрд лет, т.е. их первичными источниками могли быть только раннедокембрийские комплексы (см. рис. 7). Это согласуется с тем, что снос материала в рифейский бассейн Западного Урала был со стороны Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы [31, 33, 40, 57, 58]. Но на более высоких стратиграфических уровнях – вендском и ордовикском, также как и в пробе K15-501, зафиксированы многочисленные dZr с мезо- и неопротерозойскими возрастами, нетипичными для кристаллического фундамента Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы [29, 34, 35, 57]. Потенциальными источниками dZr с такими возрастами могли бы быть кристаллические комплексы Свеко-Норвежского домена, Протоуральско-Тиманого орогена и/или (что наиболее вероятно) кадомид фундамента Скифской и Туранской плит. Кроме того были рассмотрены варианты, при которых таким источником мог быть некий коровый блок, располагавшийся в венде к востоку от Уральской окраины Восточно-Европейской платформы [34, 35].

Таким образом, характер распределения возрастов dZr из песчаников Соль-Илецкого блока (проба K15-501 из скв.№ 2-Ордовикская) свидетельствует о том, что в строении источников сноса существенную роль играли позднедокембрийские кристаллические комплексы, не известные в структуре раннедокембрийского фундамента Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы. Таким потенциальным источником могли быть комплексы Казахстанского палеоконтинента. Однако сопоставление Hf изотопных характеристик dZr из мезопротерозойско-раннепротерозойского Кокчетавского массива и образца К15-501 показало следующие различия (рис. 11):

Рис. 11.

Сопоставление Hf-изотопных характеристик dZr из образца K15-501 (а) с аналогичными характеристиками для dZr из пород Кокчетавского массива Казахстана (б), (по данным [100]).

– в группе К2 зафиксированы dZr с очень высоким положительным значением ε_Hf, которые соответствуют деплетированной мантии (DM), однако в образце K15-501 dZr с такими ε_Hf > 7 не выявлены;

– в образце К15-501 не выявлено dZr с возрастом, соответствующим группе K1;

– в образце К15-501 были выявлены многочисленные dZr с возрастами 1.5–1.6 млрд лет; циркона с такими возрастами нет в образцах из Казахстанских толщ.

Существенные расхождения в возрастных и Hf изотопных характеристиках dZr из образца К15-501 и Кокчетавского массива не позволяют рассматривать комплексы Кокчетавского массива как первичные источники циркона для пробы К15-501.

Таким образом, учитывая всю совокупность имеющихся данных, есть все основания полагать, что источником dZr с возрастом в диапазоне 561–685 млн лет, зафиксированных в ордовикских песчаниках Соль-Илецкого свода, являются позднедокембрийские кристаллические комплексы Пери-Гондванских террейнов, участвующие в настоящее время в строении герцинского фундамента Скифской или Туранской платформ.

Южный Урал

Восточное складчатое обрамление Восточно-Европейской платформы представлено северным и южным фрагментами эпипалеозойского (герцинского) Уральского покровно-складчатого пояса близмеридионального простирания. Для Уральского покровно-складчатого пояса характерна отчетливо выраженная продольная сегментация и поперечная тектоническая зональность. Поперечная зональность выражается в том, что в строении пояса отчетливо выделяются Восточно- и Западно-Уральская мегазоны [18, 19, 53, 56, 71, 76]. Границей между этими мегазонами считается западное ограничение полосы (зона Главного Уральского разлома) развития массивов пород ультраосновного состава и протяженных полей серпентинитового меланжа, характеризующихся общеуральской протяженностью [52].

В большинстве тектонических зон южного Урала, выделяемых как в пределах Западно-Уральской мегазоны, так и в пределах Восточно-Уральской мегазоны, довольно широко распространены ордовикские толщи, в строении которых значительную роль играют терригенные породы [68]. Сходные образования распространены и в сопредельных с восточными тектоническими единицами Южного Урала структурах расположенного на западе Центрального Казахстана Кокчетавского массива [15, 17]. Эти толщи, как правило, начинают палеозойские разрезы и со структурным несогласием залегают на докембрийских образованиях или слагают тектонические пластины, участвующие в эпипалеозойской покровно-складчатой структуре соответствующих регионов.

Комплексы и структуры Западно-Уральской мегазоны

В строении Западно-Уральской мегазоны принимают участие дислоцированные терригенные, карбонатные и кремнисто-глинистые толщи, охватывающие стратиграфический диапазон от пограничных уровней верхнего кембрия и нижнего ордовика и до верхней перми, включительно. Кроме того, в пределах Западно-Уральской мегазоны распространены глубоко и неоднократно метаморфизованные образования раннедокембрийского (на современном эрозионном срезе представлены крайне незначительно) и неравномерно метаморфизованные осадочные и вулканогенно-осадочные толщи позднедокембрийского и ранне-среднекембрийского (?) возраста, а также парагенетически связанные с ними интрузивные образования преимущественно среднего и кремнекислого состава, и, заметно реже основного и ультраосновного состава.

Эти допозднекембрийские образования называются обычно – доуралидами, протоуралидами или тиманидами, и участвуют в строении по существу непрерывной цепочки структур, характеризующейся переменной шириной и общеуральской протяженностью, именуемой Центрально-Уральским поднятием [26, 56, 75, 76, 80].

В современном строении Западно-Уральской мегазоны на Южном Урале выделяются следующие тектонические зоны – Предуральский краевой прогиб, Западноуральская зона линейных складок, Зилаирский синклинорий, зона Башкирского поднятия и зона Поднятия Уралтау. Фундаментальный вклад в изучение комплексов и структур Южно-Уральского сегмента Западно-Уральской мегазоны внесли Н.С. Шацкий, А.А. Богданов, В.Е. Руженцев, А.Е. Яншин, И.В. Хворова, Д.В. Наливкин, Б.М. Келлер, М.А. Камалетдинов, Ю.В. Казанцев, Б.И. Чувашов, А.В. Маслов, Г.А. Мизенс, В.Н. Пучков, К.С. Иванов и многие другие исследователи [8, 19–21, 25, 40, 43, 46, 55, 56, 63, 74, 77, 81, 83]. Основная часть Южного сегмента Западно-Уральской мегазоны на ранних этапах ее развития, примерно до рубежа франского и фаменского веков, представляла собой шельф и склон Восточно-Европейского палеоконтинента, или шельф и континентальный склон пространственно и структурно сопряженного с Восточно-Европейским палеоконтинентом обширного окраинноморского бассейна [54]. Начиная с фамена, Южный сегмент Западно-Уральской мегазоны соответствовал крупной негативной палеоморфоструктуре – бассейну (прогибу), сопряженному с Уральским орогеном.

Башкирский антиклинорий – обширный выступ докембрийских пород, традиционно интерпретируемый как реликт позднедокембрийской пассивной окраины Балтики, или реликт внутриконтинентального рифтогенного бассейна, трансформировавшегося в начале палеозоя в пассивную окраину Балтики [19, 56]. Башкирский антиклинорий разделен Зюраткульским разломом на две части (рис. 12). К западу от него развиты не испытавшие предордовикских дислокаций и метаморфизма верхнедокембрийские образования [56]. Их нижняя часть – преимущественно осадочные, в том числе на уровне низов среднего рифея, неметаморфизованные породы, слагающие типовой разрез рифея, а верхняя часть – терригенные образования ашинской серии верхнего венда или верхнего венда–кембрия [37, 55, 56]. К востоку от разлома распространены неравномерно метаморфизованные и испытавшие предордовикские дислокации позднедокембрийские образования, в которых на уровне низов среднего рифея широко представлены вулканиты (машакская, шатакская, кувашская свиты) [11, 19, 55, 56].

Рис. 12.

Схема строения Башкирского антиклинория и сопредельных структур в северной части южного сегмента Западно-Уральской мегазоны. На врезке показано (звездочка) положение Башкирского антиклинория. 1 – Приуральский краевой прогиб, сложенный верхнепалеозойскими осадочными толщами; Западно-Уральская мегазона (2–10), Башкирский антиклинорий (3–10) и Башкирское поднятие (4–6): 2 – ордовикско–девонские осадочные толщи; 3 – кембрийско–верхневендские осадочные толщи ашинской серии; 4–6 – преимущественно осадочные толщи рифея: 4 – верхнего, 5 – среднего, 6 – нижнего; 7 – раннедокембрийские гранито-метаморфические образования тараташского комплекса; 8–9 – Таганайско-Белорецкая тектоническая единица, сложенная верхнедокембрийскими неравномерно метаморфизованными образованиями: 8 – осадочными, 9 – вулканогенными и вулканогенно-осадочными (машакская, шатакская и кувашская свиты); 10 – зона поднятия Уралтау, сложенная верхнедокембрийскими и палеозойскими неравномерно метаморфизованными осадочными образованиями Суванякской, Максютовской и Уфалейской тектонических единиц (на схеме не расчленены); 11 – Восточно-Уральская мегазона и элементы ее строения (Кракинский аллохтон и аллохтон, залегающий в ядре Тирлянской мульды), сложенные характерными для Восточно-Уральской мегазоны комплексами: ордовикско–девонские толщи вулканогенно-осадочных и осадочных пород, каменноугольные известняки, массивы пород гипербазит-базитовых (офиолитовых) ассоциаций; 12 – гранитные массивы и массивы, сложенные интрузивными породами габбро-гранитных серий (массивы: 1 – Бердяушский, 2 – кусинско-копанского комплекса; 3 – Ахмеровский; 4 – Барангуловско-Мазаринская группа); 13 – сбросы и взбросы; 14 – надвиги и нижние поверхности шарьяжей; 15 – Зюраткульский разлом; 16 – места отбора проб и их номера

Различия в строении докембрийских образований западной и восточной частей Башкирского антиклинория позволили предположить его составную структуру [26]. В соответствии с этим, западная часть Башкирского антиклинория (далее – Башкирское поднятие) – реликт позднедокембрийской пассивной окраины Балтики, восточная часть Башкирского антиклинория (далее – Таганайско-Белорецкая тектоническая единица) – реликт структуры, чужеродной по отношению к сопредельной части Балтики, перемещенной по Зюраткульскому разлому в свое современное положение при вдольуральском крупноамплитудном правом сдвиге [26].

На западе и юго-западе Башкирского поднятия верхнедокембрийские образования перекрыты палеозоем, разрез которого начинают маломощные верхнеэмсские кварцевые песчаники (такатинская свита) [36, 55, 56]. При этом на юге Башкирского поднятия и в пределах Таганайско-Белорецкой тектонической единицы разрез палеозоя начинается с маломощной толщи верхнеордовикских кварцевых песчаников [24, 29, 55–57]. Наиболее яркое отличие палеозойских образований, надстраивающих на западе и востоке Башкирского поднятия верхнедокембрийские комплексы, состоит в характере взаимоотношений с подстилающими образованиями – параллельное и структурное несогласие, соответственно.

Башкирское поднятие. Для изучения dZr из ордовикских песчаников, без признаков структурного несогласия налегающих на верхнедокембрийские слоистые образования Башкирского поднятия, расположенного к западу от Зюраткульского разлома, была отобрана проба К12-025. Положение места отбора пробы и результаты U–Pb изотопного датирования dZr из песчаников этой пробы приведены в работах [29, 57, 68]. Здесь отметим, что минимальный U–Pb изотопный возраст для изученных dZr из пробы К12-025 – 556 ± 6 млн лет (D = –0.3%), максимальный – 2806 ± 33 млн лет (D = 3.1%) (рис. 13, а).

Рис. 13.

Гистограммы и кривые плотности вероятности распределения U–Pb возрастов зерен детритового циркона из проб: (а) – K12-025; (б) – K12-006; (в) – R14-396; (г) – G-17-39; (д) – G-17-14.

Датировки образуют большую группу мезопротерозойских и палеопротерозойских значений. Кроме того, в полученном наборе датировок есть единичные значения. Группа мезопротерозойских и палеопротерозойских датировок подразделяется на три подгруппы:

– 13 датировок – от 1088 ± 43 млн лет (D = 2.3%) до 1399 ± 68 млн лет (D = 0.7%);

– 14 датировок – от 1450 ± 37 млн лет (D = 6%) до 1778 ± 38 млн лет (D = –1.1%);

– 10 датировок – от 1841 ± 41 млн лет (D = 8.2%) до 2024 ± 53 млн лет (D = 0.6%).

На КПВ отмечается три ярких пика, поддержанных более чем трем измерениями – 1201, 1505 и 1969 млн лет. Все они соответствуют центрам трех подгрупп.

Присутствие эдиакарских датировок в полученном набор возрастов dZr из ордовикских песчаников Башкирского поднятия указывает на возможное участие продуктов эрозии Пери-Гондванских блоков в формировании обломочного материала, из которого сложены эти песчаники. Но при этом в настоящее время нельзя полностью исключать того, что dZr с этими возрастами переотложенны из туфовых прослоев, известных в подстилающих ордовик разрезах кембрийско–верхневендской ашинской серии.

Таганайско-Белорецкая тектоническая единица. Для изучения зерен dZr из ордовикских обломочных пород, налегающих с отчетливым структурным несогласием на неравномерно дислоцированные и метаморфизованные верхнедокембрийские образования Таганайско-Белорецкой тектонической единицы, расположенной к востоку от Зюраткульского разлома, была отобрана проба К12-006. Положение места отбора пробы и результаты U–Pb изотопного датирования dZr из песчаников этой пробы приведены в работе [68].

Минимальный U–Pb изотопный возраст для изученных dZr – 562 ± 32 млн лет (D = –1.1%), максимальный – 2885 ± 21 млн лет (D = 0.9%) (см. рис. 13, б). На КПВ выделяется шесть ярких – 976, 1072, 1232, 1505, 1993 и 2718 млн лет, а также – три второстепенных пика 1404, 1637 и 2841 млн лет (все поддержаны более чем тремя измерениями). Не считая двух эдиакарских dZr (они наиболее вероятно из известных в верхневендских толщах Западного Урала туфовых прослоев [30]), остальные dZr образовали три группы датировок:

• Многочисленные зерна, датировки которых попадают в ранненеопротерозойский (три зерна) и мезопротерозойский (тридцать зерен) интервал, охватывающий диапазон от 976 ± 6 до 1647 ± ± 17 млн лет. Эта группа разделена частотным минимумом датировок, приуроченным к рубежу 1332 на две подгруппы.

• Палеопротерозойские dZr – 15 датировок, попадающих в диапазон от 1836 ± 18 до 2066 ± ± 20 млн лет.

• Архейские dZr – 10 датировок, попадающих в диапазон от 2548 ± 16 до 2885 ± 21 млн лет.

В соответствии с возрастами самых молодых dZr в ордовикских песчаниках Башкирского поднятия, присутствие в полученном наборе возрастов dZr из ордовикских песчаников Таганайско-Белорецкой тектонической единицы эдиакарских датировок, может быть косвенным указанием на участие продуктов эрозии Пери-Гондванских блоков в формировании силикокластики, слагающей эти песчаники. Но при этом, так же как и в случае ордовикских песчаников Башкирского поднятия, нет абсолютной уверенности в том, что эдиакарские dZr не переотложены из туфовых прослоев, известных в подстилающих ордовикско–эдиакарских толщах.

Зона поднятия Уралтау. В строении зоны Уралтау в традиционном ее понимании выделяют две тектонические единицы – Суванякскую и Максютовскую, которые имеют незначительную ширину по сравнению с их протяженностью и характеризуются общеуральским простиранием. Граница между ними проводится по Янтышевско-Юлукскому разлому, к западу от которого расположена Суванякская единица, а к востоку – Максютовская [55, 56].

Суванякская тектоническая единица. Для изучения зерен dZr из ордовикских метаобломочных пород из Суванякской тектонической единицы зоны поднятия Уралтау была отобрана проба (R14-396) кварцитовидных песчаников, слагающих фрагмент разреза карамалинской свиты у с. Башкалган. Точные координаты места отбора пробы и результаты U–Pb изотопного датирования зерен dZr из песчаников этой пробы приведены в работе [68]. Здесь лишь отметим, что полученные по пробе R14-396 результаты крайне непредставительны количественно (всего 20, в т. ч. 13 кондиционные). Минимальный U–Pb изотопный возраст для изученных зерен dZr – 525 ± 3 млн лет (D = 0.32%), максимальный – 2779 ± 27 млн лет (D = 2.87%) (см. рис. 13, в). При этом большинство кондиционных датировок попадает в диапазон от 525 до 610 млн лет.

Максютовская тектоническая единица. Для изучения dZr из ордовикских метаобломочных пород из Максютовской тектонической единицы зоны поднятия Уралтау были отобраны две пробы (G-17-39 и G-17-14) кварцитов, участвующих в строении фрагментов разрезов юмагузинской и галеевской свит, т.е. по одной пробе из юмагузинских и галеевских кварцитов. Точные координаты мест отбора проб и результаты U–Pb изотопного датирования dZr приведены в работе [13]. Здесь же отметим, что характер распределения датировок dZr из этих кварцитов существенно различен (см. рис. 13, г, д). Так, в юмагузинских кварцитах распределение возрастов dZr почти унимодальное, с резким количественным преобладанием кембрийских и вендских (эдиакарских) датировок. При этом более древние dZr единичны. В противоположность этому, в галеевских кварцитах (проба G-17-14) наряду с большой группой dZr с возрастами от кембрия до середины неопротерозоя широко представлены dZr с датировками, образующими непрерывный ряд в диапазоне значений от ~0.9 до 2.2 млрд лет. Кроме того, есть достаточно представительная в количественном отношении группа с архейскими датировками. Специально заметим, что полученными значениями возраста наиболее молодых dZr и сравнением этих датировок с наиболее молодыми датировками dZr из заведомо ордовикских песчаниковых толщ разных районов Южного Урала вполне надежно обоснован ордовикский возраст юмагузинских и галеевских кварцитов. Но главный вывод, который можно сделать из анализа характера распределения возрастов dZr из кварцитов юмагузинской и галеевской свит: эти кварциты сложены продуктами эрозии Пери-Гондванских комплексов.

Комплексы и структуры Восточно-Уральской мегазоны

В строении Восточно-Уральской мегазоны, крайним западным элементом строения которой является зона Главного Уральского разлома, участвуют преимущественно ордовикско-каменноугольные вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные комплексы. В современных геотектонических трактовках образования, слагающие в основном Восточно-Уральскую мегазону, интерпретируют главным образом как фрагменты древних островодужных сооружений [55, 56, 67].

В строении южного сегмента Восточно-Уральской мегазоны участвуют разнородные палеозойские образования – ордовикско-каменноугольные толщи вулканогенного, вулканогенно-осадочного и осадочного состава, ранне- и среднепалеозойские офиолиты и гранитоиды, преимущественно позднепалеозойского возраста. Пространственное размещение этих образований подчиняется определенной закономерности, позволившей выделить в пределах этой части региона большое количество тектонических зон. Наиболее крайними западными тектоническими единицами, сложенными комплексами, характерными для Восточно-Уральской мегазоны, является Сакмарская зона и зона Крака – так называемые краевые аллохтоны [63]. Они в виде гигантских шарьяжей, сложенных палеозойскими вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными комплексами и офиолитами, тектонически налегают на комплексы и структуры Западно-Уральской мегазоны.

Кракинский аллохтон и аллохтон, залегающий в ядре Тирлянской мульды, сложены комплексами, характерными для Восточно-Уральской мегазоны: ордовикско-девонские толщи вулканогенно-осадочных и осадочных пород, каменноугольные известняки, массивы пород гипербазит-базитовых (офиолитовых) ассоциаций.

Современные представления о геологическом строении Сакмарской зоны, типизация и характер соотношений, распространенных здесь ранне- и среднепалеозойских комплексов рассмотрены в серии специальных публикаций [64, 65, 67]. Вполне исчерпывающие сведения о внутреннем покровном строении и биостратиграфических оценках возраста фрагментов разреза палеозойских толщ зоны Крака изложены в работах [55, 56, 69, 82]. Основание сводных палеозойских стратиграфических последовательностей Сакмарской зоны и зоны Крака представлены, соответственно, верхнекембрийско-нижнеордовикской кидрясовской свитой и верхнеордовикской сухолядской толщей, в строении которых существенная роль принадлежит песчаникам.

К востоку от зоны Главного Уральского разлома (Присакмаро-Вознесенская зона) расположена Магнитогорская зона. В ее строении выделены три главных структурных элемента – с запада на восток это Западно-, Центрально- и Восточно-Магнитогорская подзоны. К востоку от Магнитогорской зоны располагается Кацбахская офиолитовая зона, которая отделяет Магнитогорскую зону от расположенной восточнее нее крупного тектонического элемента южного сегмента Восточно-Уральской мегазоны – зоны Восточно-Уральского поднятия. Еще далее на восток за этой зоной расположена Зауральская зона.

Сакмарская зона. Сакмарская зона представляет собой крупный аллохтонный элемент строения южного сегмента Западно-Уральской мегазоны и может быть охарактеризована как синформа, в ядре которой сохранилась часть крупной лежачей антиформы, в которую входит серия пакетов изогнутых тектонических пластин, расслоенных телами серпентинитовых меланжей и олистостромами [68]. Пластины сложены обломочными терригенными, вулканогенно-обломочными, вулканогенными и кремнистыми образованиями, совокупный стратиграфический диапазон, которых соответствует интервалу от самых верхов кембрия до франа. При этом нижнепалеозойские (преимущественно ордовикские) образования представлены фрагментированными разрезами, объединяемыми в кидрясовскую (обломочно-терригенный тип разреза), кураганскую (кремнисто-глинистый тип разреза), губерлинскую (кремнисто-туфогенно-вулканогенный тип разреза) и блявинскую (вулканогенный тип разреза) свиты [65, 67].

Кидрясовская свита сложена, в основном, кварцевыми и кварц-полевошпатовыми песчаниками, песчанистыми алевролитами. В разрезах свиты на отдельных уровнях среди песчаников присутствуют потоки базальтов, а также горизонты хаотического строения, в которых в тремадокском [78] глинистом матриксе содержатся блоки раннекембрийских археоциатовых известняков. В целом разрезы кидрясовской свиты вполне надежно биостратиграфически охарактеризованы [67]. Породы свиты преимущественно слагают разновеликие тектонические пластины, пластовые отторженцы и блоки, которые участвуют в покровно-складчатом строении Сакмарской зоны [19, 54–56, 63, 67]. Мощность отдельных тектонически обособленных фрагментов разреза кидрясовской свиты может достигать нескольких сот метров. Среди песчаников свиты преобладают кварцевые и кварц-полевошпатовые разности, характерна хорошая окатанность зерен, карбонатный или глинистый цемент. Иногда в заметных количествах присутствует глауконит. Традиционно принято считать, что генетически кидрясовская свита является грабеновой формацией [73]. При этом многие исследователи полагают, что кидрясовская свита – комплекс-показатель рифтогенеза, проявленного в раннем ордовике на южно-уральском краю Восточно-Европейского палеоконтинента (платформы) и предшествовавшего раскрытию Палеоуральского океана [19, 55, 56]. Однако наличие в разрезах кидрясовской свиты хаотически устроенных уровней с разноразмерными обломками, олистолитами и олистоплаками раннекембрийских археоциатовых известняков, фактически исключает возможность того, что кидрясовская свита формировалась при рифтогенезе Уральского края Восточно-Европейского палеоконтинента. Отсутствие в структуре Восточно-Европейской платформы кембрийских карбонатных толщ с тепловодной фауной (в т. ч. археоциатами) и других показателей теплого климата (таких как эвапориты), указывает на то, что Восточно-Европейский палеоконтинент в начале кембрия располагался за пределами тропических областей. Это нашло отражение на многих палинспастических реконструкциях [106, 112, 124]. При этом наличие в разрезах кидрясовской свиты хаотических уровней с обломками археоциатовых известняков является прямым указанием на то, что эта свита формировалось в структурах растяжения на континенте, в пределах которого нижнекембрийские разрезы представлены археоциатовыми известняками. Восточно-Европейский палеоконтинент по этому критерию не подходит.

Для выделения и последующего U–Pb изотопного датирования dZr из ордовикских песчаников Сакмарской зоны из типового разреза нижнеордовикской части кидрясовской свиты в горах Тырмынтау, расположенных южнее с. Кидрясово, были отобраны две пробы (R09-085 и К07-007) существенно кварцевых песчаников с обильными остатками трилобитов и брахиопод. Координаты точек отбора проб кидрясовских песчаников и результаты датирования dZr из них приведены в работе [68].

Характер распределения возрастов dZr из обеих проб (R09-085 и К07-007) кидрясовских песчаников весьма сходен. В связи с этим далее мы используем синтетический набор датировок, представляющий собой простую сумму этих возрастных наборов (рис. 14, а). В этом наборе минимальный U–Pb изотопный возраст – 476 ± 3 млн лет (D = 2.1%), а максимальный – 2061 ± 38 млн лет. При этом подавляющее большинство датировок попадает в диапазон от 500 до 650 млн лет. С учетом этого обстоятельства, мы полагаем, что основным источником детрита, аккумулированного в песчаниках кидрясовской свиты, могли быть только кембрийско–позднедокембрийские кристаллические комплексы фрагментов Пери-Гондваны.

Рис. 14.

Гистограммы и кривые плотности вероятности распределения U–Pb возрастов зерен детритового циркона из проб К07-007, R09-088 (а); R14-336 (б); R14-228, R14-310 (в); R14-360 (г); R14-355/1 (д).

Зона Крака. Ордовикские породы в зоне Крака известны с 1950-х годов, тогда их выделяли как уразинскую свиту [50]. В настоящее время эти образования рассматривают как сухолядскую толщу, сложенную в нижней части сероцветными кварцевыми и полимиктовыми песчаниками, которые вверх по разрезу сменяются табачными алевролитами и аргиллитами с хитинозоями аренига – раннего лланвирна [82]. Верхнюю часть разреза толщи слагают ритмично переслаивающиеся слюдистые песчаники, алевролиты и аргиллиты. Верхние элементы ритмов в самых верхах разреза иногда представлены кремнистыми алевролитами. На разных уровнях разреза, относимого к сухолядской толще, известны сборы конодонтов, характерных для интервала от лланвирна до ашгилия [41]. По своему стратиграфическому объему сухолядская толща соответствует всему ордовику. Оценки мощности сухолядской толщи составляют 900 м [69].

Для выделения и последующего U–Pb-изотопного датирования dZr из ордовикских полимиктовых песчаников сухолядской толщи зоны Крака была отобрана проба (R14-336). Точное место отбора этой пробы и результаты U–Pb изотопного датирования dZr из нее приведены в работе [68]. Минимальный кондиционный U–Pb-изотопный возраст для изученных зерен dZr – 536 ± 4 млн лет (D = –3.7%), максимальный – 2964 ± 15 млн лет (D = 4.2%). Распределение кондиционных изотопных возрастов изученных dZr показало, что наиболее молодые датировки сформировали группу, попадающую в кембрийско-поздненеопротерозойский временнóй интервал от 536 ± 4 млн лет (D = –3.7%) до 657 ± 4 млн лет (D = = 3.3%) с одним ярким пиком на КВП, приходящимся на 565 млн лет (см. рис. 14, б). Более древние датировки образовали две неравных (количественно) разновозрастных группы. В пределах первой из них выделяются две компактные подгруппы с пиковыми значениями на КПВ 1232 и 1358 млн лет. Вторая, более древняя группа представлена датировками, которые образуют на КПВ пики, значения которых соответствуют – 1584 и 1650 млн лет. Также выделяются две небольшие группы раннепалеопротерозойских датировок, формирующих на КПВ пиковые значения 2060 и 2450 млн лет, соответственно. Кроме того, есть еще две единичных датировки в самой древней (архейской) части спектра распределения возрастов.

С учетом того, что часть dZr с датировками, попадающими в кембрийско-поздненеопротерозойский временной интервал от 536 ± 4 до 657 ± ± 4 млн лет с частотным пиком 565 млн лет, не могла попасть в пробу в результате размыва кристаллических комплексов, известных в структуре раннедокембрийского фундамента Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы, мы приходим к выводу о том, что источником таких цирконов могли быть только кембрийско-позднедокембрийские кристаллические комплексы, слагающие фрагменты Пери-Гондваны.

Зона Восточно-Уральского поднятия. Зона Восточно-Уральского поднятия расположена между Магнитогорской зоной на западе и Зауральской зоной на востоке. В строении зоны Восточно-Уральского поднятия широко распространены позднепалеозойские граниты и гранитометаморфические комплексы, среди которых местами установлены реликты более древних палеозойских и возможно докембрийских образований. Эти гранитометаморфические комплексы обнажены в ядрах антиформных структур, на крыльях которых сохранились реликты раннепалеозойских образований терригенного и терригенно-карбонатного состава. Крылья и ядра синформы, сопряженные с этими антиформами, выполнены раннепалеозойскими офиолитами и нижне-среднепалеозойскими толщами вулканитов, вулканогенно-осадочными и осадочными породами. Метафорические образования, выступающие в ядрах антиформных структур в пределах зоны Восточно-Уральского поднятия, ранее интерпретировали как раннедокембрийский фундамент Восточно-Уральского микроконтинента, а структурно и стратиграфически (?) перекрывающие их слабо метаморфизованные терригенные и терригенно-карбонатные толщи – как фрагменты чехла этого микроконтинента.

Для U–Pb изотопного датирования dZr из ордовикских обломочных пород зоны Восточно-Уральского поднятия были отобраны две пробы из разных (пространственно разобщенных) разрезов нижне-среднеордовикской маячной (проба R14-228) и одновозрастной ей рымникской свиты (проба R14-310), представляющих собой, по-видимому, стратиграфические аналоги, несколько различающиеся по составу слагающих их пород. Обломочные породы в разрезе маячной свиты представлены монотонными кварцевыми и аркозовыми песчаниками, а в разрезе рымникской свиты – полимиктовыми песчаниками, алевролитами, реже гравелитами. Координаты мест отбора проб, а также результаты датирования dZr из этих проб приведены в работе [68]. Здесь мы специально отметим, что характер распределения датировок в полученных возрастных наборах фактически идентичный. Поэтому далее использован синтетический набор датировок, представляющий собой простую сумму возрастных наборов, полученных для пробы R14-228 (маячная свита) и проба R14-310 (рымникская свита). В этом наборе минимальный U–Pb-изотопный возраст – 511 ± ± 4 млн лет (D = 8.9%), максимальный – 624 ± ± 5 млн лет (D = 2.6%) (см. рис. 14, в).

Таким образом, характер распределения возрастов dZr из песчаников ордовикских маячной (R14-228) и рымникской (R14-310) свит зоны Восточно-Уральского поднятия указывает на то, что в строении источников сноса, продуктами эрозии которых сложены эти песчаники, существенную роль играли кембрийские и позднедокембрийские (вендские) кристаллические комплексы. Исследованиями последних лет вполне надежно доказано, что в зоне Восточно-Уральского поднятия именно такие образования залегают на более низких структурных уровнях по сравнению с маячной и рымникской свитами [68]. Поскольку данный возрастной диапазон характерен для кристаллических комплексов, участвующих в строении Пери-Гондванских блоков, а комплексы такого возраста неизвестны в структуре раннедокембрийского фундамента Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы и Кокчетавского массива Центрального Казахстана, мы полагаем, что структурное основание зоны Восточно-Уральского поднятия – это один из элементов Пери-Гондваны.

Зауральская зона. В пределах Зауральской зоны довольно широко развита нижне-среднеордовикская тогузак-аятская свита, сложенная монотонными кварцевыми и полимиктовыми песчаниками, алевролитами, реже гравелитами мощностью несколько сот метров. Для U–Pb изотопного датирования dZr из ордовикских песчаников Зауральской зоны были отобраны две пробы из разных (пространственно разобщенных) разрезов нижне-среднеордовикской тогузак-аятской свиты – пробы R14-355-1 и R14-360. Координаты мест отбора проб, а также результаты датирования dZr из этих проб приведены в работе [68]. Характер распределения датировок в возрастных наборах, полученных по пробам R14-355-1 и R14-360, весьма сходен. Поэтому далее использован синтетический набор датировок, представляющий собой простую сумму возрастных наборов, полученных для проб R14-355-1 и R14-360. В этом синтетическом возрастном наборе минимальная кондиционная U–Pb датировка – 548 ± 4 млн лет (D = 1.9%), максимальная – 2819 ± 23 млн лет. При этом в количественном смысле максимально многочисленно представлены dZr, попадающие в диапазон от 550 до 700 млн лет (см. рис. 14, г).

Резкое доминирование в пробах R14-355-1 и R14-360 dZr с возрастами в диапазоне от 550 до 700 млн лет свидетельствует о том, что в строении источников сноса существенную роль играли позднедокембрийские кристаллические комплексы, не известные в структуре раннедокембрийского фундамента Волго-Уральской части Восточно-Европейской платформы, а также в строении сопредельного с Зауральской зоной Кокчетавского массива Центрального Казахстана. Учитывая приведенные данные, мы считаем, что в ордовикских песчаниках Зауральской зоны зафиксирован Пери-Гондванский провенанс-сигнал.

Горный Крым

В геологическом строении п-ова Крым выделены два основных структурных элемента – складчатая область Горного Крыма и Степной Крым [10]. Степной Крым является частью Скифской плиты, фундамент которой сложен докембрийскими и палеозойскими комплексами, неравномерно метаморфизованными и деформированными. Горный Крым – часть современного Альпийско-Средиземноморского (Альпийско-Гималайского) коллизионного покровно-складчатого пояса [48, 108]. В строении верхних горизонтов земной коры, представленных на современном эрозионном срезе Горного Крыма, выделены киммерийский (киммериды) и синальпийский (альпиды) структурные комплексы [44, 45]. Киммерийский структурный комплекс образован неравномерно дислоцированными образованиями, охватывающими стратиграфический интервал от верхнего триаса до низов нижнего мела, включительно. Он подразделяется на три подкомплекса:

– позднетриасово–раннеюрский;

– среднеюрский (аалеан–батский);

– келловейско (?)–берриасский.

Киммерийский структурный комплекс обнажен в пределах Первой гряды Крымских гор и слагает структурное основание моноклинали Второй гряды Крымских гор, сложенной синальпийским структурным комплексом. Синальпийский структурный комплекс состоит из залегающих моноклинально меловых и кайнозойских толщ. Ими сложены верхние элементы структуры Второй гряды и Третья гряда Крымских гор.

В геологическом строении киммерийского структурного комплекса Горного Крыма (киммерид Горного Крыма) значительную роль играют мощные юрско–нижнемеловые толщи грубообломочных пород. Эти толщи сложены, в основном, галечными и валунными полимиктовыми конгломератами, которые содержат гальки осадочных (преимущественно карбонатных), метаморфических и магматических пород, а также карбонатно-обломочными конгломератами и конглобрекчиями, в том числе валунными. Эти грубообломочные толщи накапливались в небольших осадочных бассейнах на раннекиммерийском складчатом основании – на эродированных структурах, сложенных дислоцированными образованиями таврической и эскиординской серий.

К настоящему времени некоторые из этих толщ охарактеризованы U–Pb датированием dZr:

– среднеюрские битакские конгломераты, распространенные около с. Строгоновка в южных пригородах г. Симферополя [47];

– верхнеюрские конгломераты гор. Демерджи около г. Алушта [61];

– конгломераты гор. Спилия около Балаклавской гавани [101];

– конгломераты нижней части верхнеюрско–нижнемеловой обломочной толщи южного борта Байдарской котловины [101].

Сопоставление полученных спектров U–Pb возрастов dZr в 4-х локациях Горного Крыма показало высокую степень сходства осредненных возрастных характеристик основных популяций. Это позволяет оперировать с суммарным набором данных (рис. 15, б).

Рис. 15.

Сопоставление результатов U–Pb датирования зерен детритового циркона из мезозойских толщ Крыма с аналогичными данными по Добрудже и возрастами кристаллических комплексов Украинского щита. (а) – Сводка возрастов кристаллических комплексов Украинского щита, по [48]. Обозначено: ВВП – Волынская вулканическая провинция, ВСРО – Волынско-Среднерусский ороген, плутоны: Ко – Коростеньский, КН – Корсунь-Новомиргородский, Ки – Кировоградский, НУ – Новоукраинский, ОМО – аккреционный ороген Осницк-Микашевичи, ВСО – Волго-Сарматский ороген. (б–в) – Гистограммы и кривые плотности вероятности для U–Pb изотопных возрастов dZr из песчаников, участвующих в сложении: юрских грубообломочных (б) и верхнетриасовых флишевых (в) толщ Горного Крыма. На (б) – провенанс-сигнал Добруджи (суммарные данные по 26 образцам (n = 1833) из позненеопротерозойских–позднепалеозойских песчаников), по [85].

В этом суммарном наборе датировок отчетливо установлена группа dZr вендско-кембрийского возраста, соответствующая кадомской фазе магматизма (ключевой критерий для идентификации террейнов, отделившихся от северной периферии Гондваны). Для верхнеюрских конгломератов гор. Демерджи около г. Алушта и гор. Спилия около Балаклавской гавани получены также Hf-изотопные характеристики циркона, которые позволяют оценить модельный возраст протолита для родительских пород изученных dZr [101].

Нами проведено сопоставление характеристик dZr из пород юрских грубообломочных толщ Горного Крыма с аналогичными характеристиками циркона из комплексов Украинского щита. В пределах Азовского, Среднеприднепровского и Подольского доменов Украинского шита распространены древние кристаллические комплексы с возрастами пород от 3.0 до 3.9 млрд лет и еще более древними модельными возрастами протолита до 4.09 млрд лет [2, 3, 92]. Такой же древний модельный возраст протолита имеет и значительная часть более молодого неоархейского циркона в кристаллических комплексах Украинского щита [91]. Циркон с такими же уникальными Hf изотопными метками присутствует в обрамляющих Украинский щит неопротерозойских метаосадочных породах (например, полесской серии) и переотложен в более молодых породах, для которых источником сноса были комплексы и структуры фундамента южной части Восточно-Европейской платформы [116] (рис. 16).

Поскольку специфический древний циркон (древнее 3.0 млрд лет) или циркон с палеоархейским (древнее 3.5 млрд лет) модельным возрастом протолита, характерный для фундамента южной части Восточно-Европейской платформы, в породах из юрских конгломератовых тощ Горного Крыма не выявлен, маловероятно, что древние кристаллические комплексы и содержащие продукты их размыва осадочные толщи Восточно-Европейсской платформы были источником архейско–протерозойских dZr для изученных конгломератов Горного Крыма.

Здесь также важно отметить, что результаты U–Pb-изотопного датирования детритового циркона из двух проб, характеризующих верхнетриасовые части таврической и эскиординской серий (флишевые толщи) киммерийского структурного комплекса Горного Крыма, показали присутствие в пробах значительного числа dZr с очень древними значениями возраста >3.0 млрд лет, в том числе 3 древнейших dZr с возрастом ~3.9 млрд лет (см. рис. 15, в). Присутствие в пробах таких зерен, а также очевидное хорошее соответствие возрастных диапазонов палеопротерозойских и архейских кристаллических комплексов юго-западной части Восточно-Европейской платформы и соответствующих популяций детритового циркона из таврической и эскиординской серий, указывает на то, что кристаллические комплексы, представленные в современной структуре Украинского щита, были первичными источниками этих цирконов (см. рис. 15, а). Кристаллические комплексы с такими древними значениями возраста циркона чрезвычайно редки в мире, однако широко представлены в Подольском и Приазовском блоках Украинского щита.

Существенное различие наборов возрастов dZr в верхнетриасовых флишевых толщах и юрских конгломератах является отражением кардинального изменения источников сноса для изученных толщ. В позднем триасе в выполнении бассейна доминировали продукты разрушения кристаллических комплексов фундамента юго-западной Сарматской части Восточно-Европейской платформы. На временном рубеже между поздним триасом и ранней юрой в бассейн перестали поступать продукты эрозии Сарматской части фундамента Восточно-Европейской платформы, но стал поступать материал, содержащий dZr с архейскими возрастами в интервале от 2.5 до 3.0 млн лет и модельными возрастами протолита только до 3.5 млрд лет. Такие популяции циркона широко представлены в любом архейском блоке коры.

Изученные нами верхнеюрские грубообломочные толщи Горного Крыма являются комплексами дельт Гильбертового типа и можно утверждать, что питающие провинции, породами которых сложены эти толщи, формировались в непосредственной близости от областей седиментации [62]. Эти питающие провинции, очевидно, представляют собой погруженные в настоящее время части домезозойского фундамента Северного Причерноморья – Горного Крыма и/или сопредельных частей Скифской плиты, которые в юрское время были выведены к эрозионной поверхности и попали в размыв.

Таким образом, первичным источником dZr вендско-кембрийского возраста в породах юрских грубообломочных толщ Горного Крыма были кристаллические комплексы, сгенерированные в пределах северных периферических частей Гондваны. При этом более вероятно, что dZr попали в юрские конгломераты Горного Крыма за счет многократного рециклирования через осадочные толщи, а не за счет непосредственной эрозии кристаллических комплексов Пери-Гондванского происхождения.

Сходство провенанс-сигнала конгломератов Горного Крыма с обобщенным провенанс-сигналом Добруджи, являющейся частью Авалонских террейнов, доказывает родственность домезозойского основания Горного Крыма и Добруджи, и как следствие соответствие фундамента Горного Крыма авалонскому типу Пери-Гондванских террейнов (см. рис. 15, б).

Рис. 16.

Сопоставление Hf-изотопных характеристик dZr из образцов K15-007 и K-15-003 Горного Крыма с аналогичными характеристиками для dZr из пород Украинского щита (по [116]) и комплекса Каракая (Западные Понтиды) (по [127]).

Предкавказье и Большой Кавказ

Кавказ – элемент строения Альпийско-Гималайского горно-складчатого пояса. В первом приближении в строении Кавказа выделяют три главные тектонические единицы – современные горные сооружения Большого (Северного) и Малого (Южного) Кавказа и разделяющую их Центрально-Кавказскую депрессию. Здесь мы коснемся лишь Большого Кавказа и его северного склона, сопряженного с Предкавказьем. Вполне исчерпывающие данные по геологическому строению Большого Кавказа, важные в контексте проводимого нами исследования, опубликованы в [9, 22, 70, 95, 119].

В строении Большого Кавказа выделяются разделенные главным Кавказским разломом домены южного склона Кавказа и Северного Кавказа. Северокавказский домен состоит из расположенных с севера на юг более дробных единиц:

– зона Главного хребта, включая Перевальную и Эльбрусскую подзоны;

– зона Передового хребта.

В основании северного склона Кавказа выделяется Бечасынская зона, которая фактически является уже крайним южным вовлеченным в альпийское воздымание элементом строения предкавказской части Скифской платформы.

В распространенных в зоне Главного хребта герцинских метаморфических породах булгенского и лабинского комплексов (Перевальная подзона), а также гондарского и макерского комплексов (Эльбрусская подзона) установлены многочисленные унаследованные зерна циркона с возрастами в диапазоне от 500 до 675 млн лет [95, 70 ].

В зоне Передового хребта наиболее низкие структурные элементы представлены кристаллическими сланцами и гнейсами блыбского метаморфического комплекса. Эти образования интрудированы Балканским гранитоидным массивом. Результаты U–Pb изотопного (SHRIMP) датирования зерен акцессорного циркона из трех проб кварцевых диоритов этого массива показали значения возраста 574.1 ± 6.7, 567.9 ± 6.9 и 549 ± ± 7.4 млн лет, типичные для возраста гранитоидов, установленных во фрагментах Пери-Гондваны, расположенных в пределах западноевропейских палеозоид [22].

Бечасынский метафорический комплекс, развитый в Бечасынской зоне, охарактеризован U–Pb датировками (SHRIMP) циркона в диапазоне 509–573 млн лет. Комплекс перекрыт чехлом, начинающимся с мощной молассоидной пестроцветной урлешской свиты, условно сопоставляемой со стратиграфическим интервалом средний кембрий–нижний силур. Датирование (SHRIMP) dZr из алевролитов этой свиты показало, что их возраст попадает в диапазон 507–657 млн лет с пиком (частотным максимумом) 528 млн лет [9]. Кроме того при датировании единичных dZr из кварцитов таллыкольской свиты чегемской серии, развитой на юге Бечасынской зоны, было установлено, что средний SHRIMP-возраст девяти из десяти идеально окатанных зерен циркона из р. Чегем около 524 млн лет [9].

Таким образом, на Большом Кавказе и в прилегающих частях Скифской платформы (Бечасынская зона) распространены вендские и кембрийские гранитоиды и вмещающие их метамофриты, которые по своим возрастным характеристикам вполне могут быть сопоставлены с аналогичными образованиями блоков Пери-Гондваны. При этом (мета)осадочные толщи, которые могут быть интерпретированы как чехлы, перекрывающие на Большом Кавказе и в Бечасынской зоне вендские и кембрийские гранито-метаморфические образования, содержат зерна циркона эквивалентные по возрасту продуктам эрозии кристаллических комплексов Пери-Гондваны.

Приведенные геохронологические данные доказывают, что в структуре фундамента эпипалеозойских Скифcкой и Туранской платформ пояс Пери-Гондванских террейнов (тектонических блоков) из северных Аппалачей, Западной и Центральной Европы, Африки и Аравии протягивается в Северное Причерноморье, Предкавказье и Прикаспий, и прослеживается далее на восток, вплоть до южного Зауралья, участвуя в строении палеозоид южной части Урала (рис. 17).

Рис. 17.

Схема основных тектонических единиц платформенного стиля строения и складчатых поясов Северной Евразии (по данным [42]). Обозначено: ПКП – Прикаспийская плита, ЦАСП – Центрально-Азиатский складчатый пояс, КК – Кокчетавский массив, УМ – Улутауский массив. Показано: места отбора проб (звездочка красным), идентификационнный номер пробы (набор символов).