1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Стратиграфия. Геологическая корреляция
  4. T. 30, № 4, 2022

Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2022, T. 30, № 4, стр. 52-75

Источники сноса для верхнетриасово-нижнеюрского флиша и средне-верхнеюрских грубообломочных толщ киммерид Горного Крыма по результатам U–Th–Pb изотопного датирования зерен детритового циркона

Н. Б. Кузнецов 1, 2, 3, *, Т. В. Романюк 4, А. М. Никишин 5, А. В. Страшко 1, 5, А. А. Колесникова 1, А. С. Дубенский 1, 6, В. С. Шешуков 1, С. М. Ляпунов 1, А. С. Новикова 1, Д. В. Московский 5

1 Геологический институт РАН
Москва, Россия

2 Институт земной коры СО РАН
Иркутск, Россия

3 Российский университет дружбы народов
Москва, Россия

4 Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
Москва, Россия

5 Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Геологический факультет
Москва, Россия

6 Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Химический факультет
Москва, Россия

* E-mail: kouznikbor@mail.ru

Поступила в редакцию 05.07.2021
После доработки 20.12.2021
Принята к публикации 27.12.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены новые результаты U–Th–Pb изотопного датирования зерен детритового циркона из песчаников верхнетаврической свиты Горного Крыма, относящейся к нижнеюрской части таврической серии. Сопоставление полученных возрастных наборов зерен детритового циркона с аналогичными данными для обломочных пород как более низких, так и более высоких стратиграфических уровней киммерид Горного Крыма показало их существенное различие. Это является отражением происходивших на рубеже триаса и юры, а также в начале средней юры кардинальных изменений источников сноса для изученных толщ. В позднем триасе–юре осадочные бассейны Горного Крыма были сформированы непосредственно на южной (в современных координатах) континентальной окраине Восточно-Европейского сегмента Евразии. В позднем триасе здесь был расположен обширный Скифско-Таврический мегабассейн. В его северной части, в Скифском осадочном бассейне, накапливались преимущественно мелководные отложения, а в его южной части, в Таврическом глубоководном осадочном бассейне, происходила флишевая седиментация. В обломочной компоненте флиша доминируют продукты разрушения кристаллических комплексов фундамента Сарматской части Восточно-Европейской платформы (ВЕП) – аналогов кристаллических комплексов, обнаженных сейчас в пределах Украинского щита и Воронежского кристаллического массива. Терригенный материал поступал в Таврический осадочный бассейн транзитом через Скифский бассейн. Около рубежа позднего триаса и ранней юры обломочный материал, снесенный с ВЕП, перестал поступать в Таврический осадочный бассейн. Но в него начал поступать материал, первичным источником которого были кристаллические комплексы Гондваны и периокеанических комплексов океанов Реик и Палео-Тетис. Это означает, что в ранней юре палеогеографическая ситуация на южной окраине Восточно-Европейского сегмента Евразии кардинально изменилась. Скифско-Таврический мегабассейн в том виде, в каком он существовал в позднем триасе, прекратил существование. В пределах его северной части (Скифского осадочного бассейна) возникло поднятие Добруджа-Крым. При этом в его южной части (в Таврическом осадочном бассейне) существенных изменений в условиях осадконакопления не произошло. В ранней юре там продолжалось накопление глубоководного флиша. Мы называем этот унаследованный осадочный бассейн Позднетаврическим, чтобы подчеркнуть отличие его седиментационного выполнения от выполнения Таврического бассейна. На рубеже ранней и средней юры или в самом начале средней юры осадконакопление в Позднетаврическом осадочном бассейне было завершено, а последовательно накопленные в Таврическом и Позднетаврическом бассейнах верхнетриасовые и нижнеюрские толщи испытали деформации. Позднее, в средней и поздней юре, на основании, сложенном этими дислоцированными комплексами, произошло заложение и развитие системы Горно-Крымских суббассейнов. Обломочный материал, аккумулированный в средней и поздней юре в системе Горно-Крымских суббассейнов, имел в основном местное (региональное) происхождение, при этом появился новый источник сноса, поставлявший в эти суббассейны зерна детритового циркона пермско-триасового возраста.

Ключевые слова: Палео-Тетис, мезозой, Черноморский регион, палеогеография, Таврический бассейн

ВВЕДЕНИЕ

В последнее десятилетие в практику геологических исследований стали активно внедрять метод массового U–Th–Pb изотопного датирования зерен детритового циркона из осадочных пород. Этот метод позволяет получить информацию о возрасте кристаллических комплексов – первичных источников зерен циркона. Сопоставление значений возрастов зерен детритового циркона из обломочных пород разных толщ позволяет зафиксировать изменение источников сноса и служит объективной информацией для палеотектонических и палеогеографических реконструкций.

К настоящему времени для некоторых стратиграфических образований Горного Крыма уже проведены такие исследования. Так, в работе (Nikishin et al., 2015с) представлены суммарные результаты U–Th–Pb изотопного датирования зерен детритового циркона из среднеюрских–неогеновых песчаников. В работах (Никишин и др., 2016; Рудько и др., 2018, 2019; Kuznetsov et al., 2019; Романюк и др., 2020) приведены результаты изучения зерен детритового циркона из песчаных пород (песчаников или песчаного матрикса конгломератов) средне- и верхнеюрских грубообломочных толщ. Все эти результаты обобщены в работе (Романюк и др., 2020). В работе (Никишин и др., 2020) представлены результаты U–Th–Pb изотопного датирования зерен циркона из пород верхнетриасовых флишевых толщ, относящихся к таврической и эскиординской сериям. Целью настоящей статьи, которая фактически является продолжением вышеупомянутых работ, было представление результатов U–Th–Pb изотопного датирования зерен детритового циркона из нижнеюрских песчаников таврической серии (проба N18-002), сопоставление полученных данных с таковыми для обломочных пород как более низких, так и более высоких стратиграфических уровней киммерид Горного Крыма, а также проведение на основе этих данных палеогеографических реконструкций для Горного Крыма.

МЕТОД ИССЛЕДОВАНИЯ

U–Th–Pb изотопное датирование зерен циркона методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой с лазерной абляцией (LA-ICP-MS) выполнено в Центре коллективного пользования оборудованием ГИН РАН. Для лазерного отбора микропробы использована система лазерной абляции NWR-213 (“Electro Scientific Ind.”), совмещенная с магнитосекторным ИСП масс-спектрометром высокого разрешения “Element2” (“Thermo Scientific Inc.”). Методика исследования подробно изложена в работе (Никишин и др., 2020).

Калибровка изотопных измерений проведена по внешнему стандарту, в качестве которого использован циркон GJ-1 (Jackson et al., 2004; Elhlou et al., 2006). Качество анализов оценено путем последовательного измерения контрольных стандартов циркона 91500 (Wiedenbeck et al., 1995, 2004; Yuan et al., 2008) и Plesovice (Sláma et al., 2008) и неизвестных образцов. Для зерен циркона GJ-1, 91500 и Plesovice в ходе измерений получены средневзвешенные конкордантные оценки возраста (±2σ) 600 ± 4 (n = 64), 1058 ± 7 (n = 12) и 335 ± 4 (n = 10) млн лет. Эти значения в пределах ошибки измерения согласуются с аттестованными по изотопному отношению 206Pb/238U средневзвешенными значениями возраста этих стандартов, полученными методом CA-ID-TIMS: 601.9 ± 0.4 (n = 7), 1063.5 ± 0.4 (n = 7) и 337.2 ± 0.1 (n = 10) млн лет (±2σ) (Horstwood et al., 2016). Обработка аналитических результатов выполнена с помощью коммерческой программы GLITTER (Griffin et al., 2008) и программы Isoplot/Ex (Ludwig, 2012). Методические приемы, используемые нами для обработки первичных аналитических данных, описаны в работе (Романюк и др., 2018).

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК ГОРНОГО КРЫМА

На п-ове Крым выделены два основных структурно-геоморфологических элемента – Горный Крым и Степной Крым, которые имеют различное геологическое строение (Геология…, 1969) (рис. 1). В тектоническом отношении Степной Крым является частью Скифской плиты – эпигерцинской структуры с платформенным стилем строения, фундамент которой сложен докембрийскими и палеозойскими комплексами, неравномерно метаморфизованными и деформированными. Горный Крым – часть современного Альпийско-Средиземноморского (Альпийско-Гималайского) коллизионного покровно-складчатого пояса. Геологическое строение Горного Крыма охарактеризовано в большом количестве публикаций и недавно обобщено в работах (Nikishin et al., 2015а, 2015b, 2015c и ссылки в этих работах).

Рис. 1.

Геологическая схема Горного Крыма по (Nikishin et al., 2015с), с упрощениями и дополнениями. Условные обозначения: 1 – мелководно-морские отложения (верхний мел–эоцен); 2 – отложения шельфа и континентального склона (нижний мел); 3 – отложения шельфа (келловей–берриас); 4 – вулканогенно-осадочные отложения, моласса, шельфовые отложения (средняя юра); 5 – таврическая и эскиординская серии (верхний триас–нижняя юра); 6 – троговые и шельфовые отложения (келловей–неоген); 7 – деформированные шельфовые осадки (келловей–эоцен). Цифры в кружках – ареалы ?позднетриасово-юрского магматизма (цифры 170, 173, 174, 165–172 – изотопный возраст магматических тел в млн лет): 1 – тела габброидов, диабазов, габбро-диабазов, габбро-диоритов, микродиоритов и долеритов (включая Первомайский шток и Джидаирскую интрузию с возрастами 174 и 170 млн лет соответственно, U–Pb датировки по циркону, SHRIMP-II), распространенные в окрестностях с. Трудолюбовка (Морозова и др., 2017); 2 – массивы гранитоидов, слагающих горы Аюдаг и Кастель, и ассоциированные с ними меньшие тела, возраст которых по регионально-геологическим данным и U–Pb датировкам по циркону – бат–байос (165–172 млн лет; Спиридонов и др., 1990; Фиколина и др., 2019 и мн. др.); 3 – базальты, андезиты и дациты, слагающие часть горного массива Карадаг (вулканические постройки Хоба-Тепе и Святая Гора); для вулканитов Карадага получен возраст 173 млн лет (Ar–Ar метод; Popov et al., 2019); 4 – серпентиниты, базальты, долериты и плагиориолиты (174 млн лет, K–Ar метод) района Гераклея (мыс Фиолент) (Промыслова и др., 2016); 5 – андезитовые лавы Тессельского осадочно-вулканогенного комплекса (верхний триас, биостратиграфические данные) в окрестностях Фороса (Лысенко, 2019а, 2019б). Возможно, под центральной частью Качинского поднятия также есть позднетриасовые или юрские магматиты. В 1960-е годы здесь были пробурены скважины № 1кч и 2кч, которые на глубинах более 2000 м вскрыли четыре интервала магматических пород мощностью от 50 до 150 м. Вмещающими породами магматических тел являются алевролиты и аргиллиты таврической серии (Лысенко, 2019а, 2019б).

В геологическом строении Горного Крыма участвуют киммерийский (киммериды) и синальпийский структурные комплексы (Славин, 1986; Милеев и др., 2006). Первый образован неравномерно дислоцированными породами верхнего триаса–низов нижнего мела. Он подразделен на три подкомплекса: (1) верхнетриасово-нижнеюрский; (2) аален(?)-батский и (3) постбатский. Киммерийский комплекс обнажен в пределах Первой гряды Крымских гор и слагает структурное основание моноклинали Второй гряды Крымских гор. Синальпийский структурный комплекс состоит из залегающих моноклинально меловых и кайнозойских толщ, которыми сложены верхние элементы структуры Второй гряды и Третья гряда Крымских гор.

Верхнетриасово-нижнеюрский подкомплекс киммерид сложен существенно осадочными образованиями, относящимися к таврической и эскиординской сериям (Муратов, 1959; Алексеев и др., 1989). Кроме того, в последние годы стали известны данные, указывающие на существование гораздо более молодых образований в таврической серии (Sheremet et al., 2016). Однако эти данные были подвергнуты серьезной критике (Юдин и др., 2016) и не получили широкого признания.

Таврическая серия – это мощный комплекс глубоководных флишевых образований с очень четко проявленной ритмичностью. В объеме таврической серии выделяют нижнетаврическую и верхнетаврическую свиты (Панов и др., 1978, 2009; Панов, 2002; Стафеев и др., 2015 и ссылки в этих работах), которые иногда фигурируют в литературе как “крымская” и “эскиординская” свиты соответственно (Фиколина и др., 2019). Для таврической серии характерны “моноклинали мощностью до нескольких сотен метров с разными углами наклона, в том числе опрокинутыми, местами осложненные мелкими складками (складки 2-го порядка)” (Фролова и др., 2014).

Эскиординская серия сложена чередующимися глинами, аргиллитами, алевро-аргиллитами, алевролитами и песчаниками. На некоторых стратиграфических уровнях эскиординской серии ярко проявлен хаотический (олистостромовый) стиль ее внутреннего строения (Короновский, Милеев, 1974; Заика-Новацкий, Соловьев, 1988; Алексеев и др., 1989). В ранних публикациях было высказано предположение, что породы эскиординской и таврической серий, исходя из биостратиграфических данных, лишь одновозрастны (Короновский, Милеев, 1974; Панов, 2002). Однако в более поздних работах их стали трактовать как фациальные аналоги – одновозрастные образования, сформированные в разных фациальных обстановках. При этом предполагается, что породы эскиординской серии были сформированы в обстановках бровки шельфа и верхней части борта (склона) осадочного бассейна, в глубоководной части которого накапливались породы таврической серии (Милеев и др., 2006, с. 30; Никишин и др., 2006, с. 15).

Общие сведения о внутреннем строении и стратиграфической позиции верхнетриасово-нижнеюрских флишевых толщ, а также средне- и верхнеюрских грубообломочных толщ Горного Крыма приведены в работах (Панов и др., 1978, 2009; Панов, 2002; Мазарович, Милеев, 1989; Аркадьев, 2004; Arkadiev et al., 2018; Милеев и др., 2006; Барабошкин, Пискунов, 2010; Стафеев и др., 2015; Kuznetsov et al., 2019; Рудько и др., 2019; Никишин и др., 2020 и ссылки в этих работах) и отражены на рис. 2.

Рис. 2.

Концептуальная упрощенная стратиграфическая схема триасово-юрских флишевых и юрских грубообломочных толщ Горного Крыма, основа по (Nikishin et al., 2015с). Условные обозначения: 1 – эскиординская серия; 2 – таврическая серия; 3 – блоки каменноугольных, пермских и триасовых известняков; 4 – блоки песчаников; 5 – вулканокластика и вулканиты; 6 – грубообломочные толщи; 7 – отложения в небольших пулл-апарт суббассейнах аллювиальной и мелководно-морской грубой кластики, местами с прослоями углей; 8 – шельфовые отложения; 9 – интрузивы (а) и вулканиты (б); 10 – приблизительная стратиграфическая привязка проб на U–Pb датирование детритового циркона (dZr). Выделение нижнетаврической и верхнетаврической свит в таврической серии проведено по (Стафеев и др., 2015). Геологическая шкала по (International…, 2020). Положение мест отбора проб см. рис. 1. Данные по пробам взяты из следующих источников: БК (битакские конгломераты) (Никишин и др., 2020); К15-007, К15-006 и К15-003 (Kuznetsov et al., 2019; Романюк и др., 2020); N18-002 (настоящая работа); N18-001 и N18-003 (Никишин и др., 2020).

ОТБОР ПРОБЫ, ПРОБОПОДГОТОВКА, ХАРАКТЕРИСТИКА ЗЕРЕН ЦИРКОНА

Проба N18-002 отобрана в точке с координатами 44°45′40.6′′ с.ш., 33°59′55.74′′ в.д. из песчаников, слагающих основание одного из флишевых ритмов, последовательность которых образует фрагмент разреза верхнетаврической свиты, хорошо обнаженного в правом борту оврага Яман (рис. 3). Этот овраг разделяет столовые горы Шелудивая (на западе) и Длинная (на востоке) и является нижним правым притоком ручья Мангуш, долина которого известна также как Мангушская балка или Мангушский овраг.

Рис. 3.

Схема геологического строения бассейна ручья Мангуш (Мангушского оврага). Схема составлена на основе картографических материалов (Шванов, 1966; Панов и др., 1978; Барабошкин, Дегтярев, 1983; Туров и др., 2002; Никитин, Болотов, 2007; Никитин, 2017) и собственных наблюдений авторов. 1 – четвертичные образования (нерасчлененные), 2 – меловые толщи (нерасчлененные); 3 – верхнетриасово-нижнеюрская эскиординская серия (нерасчлененная); 4 – нижнеюрская (нижнеюрско-ааленская) верхнетаврическая свита верхнетриасово-нижнеюрской таврической серии; 5 – разломы; 6 – примерное положение оси Прохладненской опрокинутой синклинали; 7 – элементы залегания слоев: а – наклонное, б – опрокинутое; 8 – место отбора пробы N18-002; 9 – места находок палеонтологических остатков в породах верхнетаврической свиты, подтверждающие раннеюрский возраст обнаженного в овраге Яман фрагмента флишевого разреза. Источники данных: 1 – (Муратов, 1959; Муратов и др., 1972, с. 145); 2 – (Шванов, 1966, рис. 1, точка 5; Казакова, 1962); 3 – (Шванов, 1966, рис. 1, точка 3; Бархатов, 1955); 4 – (Шванов, 1966, рис. 1, точка 4); 5 – (Найдин, 1964); 6 – (Густомесов, 1967); 7 – (Янин, 1976); 8 – (Барабошкин, Дегтярев, 1988); 9 – (Туров и др., 2002); 10 – (Туров и др., 2002); 11 – (Аркадьев, Федорова, 2018); 12 – (Аркадьев, Федорова, 2018).

Ранее было показано (Шванов, 1966; Панов и др., 1978, 2009), что в районе долины верхнего течения р. Бодрак (выше с. Трудолюбовка) и ее левого притока руч. Мангуш таврическая серия дислоцирована в крупную запрокинутую к югу Прохладненскую синклиналь. В ядре синклинали залегают породы верхов разреза таврической серии. Осевая зона Прохладненской синклинали пространственно совпадает с ориентированным с ЮЗ на СВ участком V-образной долины нижнего течения руч. Магнуш, расположенным между плато Патиль (на северо-западе) и горами Шелудивая и Длинная (на юго-востоке). Представления о том, что в ядре Прохладненской синклинали залегают нижнеюрские элементы разреза таврической серии (рис. 3), подтверждены палеонтологическими находками (Бархатов, 1955; Муратов, 1959; Казакова, 1962; Найдин, 1964; Шванов, 1966 (рис. 1, точки 3–5); Густомесов, 1967; Муратов и др., 1972, с. 145; Янин, 1976; Барабошкин, Дегтярев, 1988; Туров и др., 2002; Аркадьев, Федорова, 2018). При этом отдельные авторы указывают на то, что верхи разреза таврической серии могут захватывать и ааленскую часть средней юры (Панов и др., 2009; Аркадьев, Федорова, 2018).

Опробованные песчаники серо-зеленые, массивного облика, мелко-среднезернистые, плохосортированные. Размер обломков, представленных в основном кварцем, варьирует от 0.5 до 0.1 мм в поперечнике. Обломки преимущественно остроугольные (рис. 4).

Рис. 4.

Микрофотографии песчаника, из которого отобрана проба N18-002. Слева николи параллельны, справа – скрещены. Длина масштабной линейки 500 мкм.

Из пробы N18-002 весом около 3 кг была взята часть материала (примерно 1.5 кг), который был измельчен вручную в чугунной ступе до размерного класса –0.25 мм, с использованием одноразовых сит. Далее из измельченного материала пробы в проточной водопроводной воде была отмучена взвесь пелитовой и мелкоалевритовой (менее 20–30 мкм) размерности. Затем этот материал был разделен на легкую и тяжелую фракции в тяжелой жидкости ГПС-В с плотностью около 2.9 г/см3. Из тяжелой минеральной фракции, после ее отмывки от остатков тяжелой жидкости и просушивания в вытяжном шкафу, с помощью самодельного электромагнитного сепаратора в ГИН РАН были отделены магнитные минералы. Полученная таким образом фракция тяжелых немагнитных минералов содержала многочисленные зерна циркона. Концентрирование зерен циркона до уровня монофракции проведено не было; зерна для анализа были выбраны случайным образом вручную и стандартными методическими приемами имплантированы в эпоксидную шашку.

Зерна циркона в немагнитной тяжелой минеральной фракции из пробы N18-002 имеют размер от 20–30 до 150–170 мкм и разную форму. Примерно в равных количествах среди них присутствуют изометричные (с соотношением длины к ширине от 1 : 1 до 1.5 : 1) и удлиненные (с соотношением длины к ширине от 1.5 : 1 до 3 : 1) зерна. Часть зерен имеет шаровидный облик, что, скорее всего, указывает на высокую степень их окатанности. У некоторых удлиненных зерен зачастую отчетливо видны первичные кристаллические грани, что свидетельствует, очевидно, о невысокой степени окатанности этих зерен. В большинстве зерен циркона в проходящем свете видны трещины, минеральные и газово-жидкие включения, зоны метамиктизации, для которых характерно снижение прозрачности. Некоторые зерна имеют зональное строение, выраженное в наличии ядер и обрастающих их кайм/оболочек.

РЕЗУЛЬТАТЫ

В пробе N18-002 изучение U–Pb изотопной системы выполнено для 120 зерен детритового циркона. Для 4 зерен получены неинтерпретируемые аналитические данные. Результаты остальных анализов приведены в табл. 1. Возрастные оценки для ~75% зерен характеризуются сильной дискордантностью (рис. 5), что свидетельствует о массовом термальном (метаморфическом) и/или метасоматическом воздействии (возможно, неоднократном) на проанализированные зерна циркона, которое в разной степени нарушило их U–Pb изотопную систему, иногда очень существенно (D > 30%). В породах, из которых была отобрана проба N18-002, при их литолого-петрографическом изучении не выявлено явных следов метаморфического или метасоматического изменения. Поэтому наиболее вероятно, что зерна детритового циркона были рециклированы из пород, ранее испытавших термальное (метаморфическое) и/или метасоматическое воздействие.

Таблица 1.

Результаты U–Pb изотопного (LA-ICP-MS) датирования зерен детритового циркона из верхнетаврической свиты таврической серии (проба N18-002), Горный Крым

№п/п Номер анализав пробе
N18-002 		 U, мкг/г  Th, мкг/г Измеренные отношения (с коррекцией на обычный свинец) Возраст, млн лет D, %
207Pb/
206Pb 		1σ 207Pb/
235U 		1σ 206Pb/
238U 		1σ RHO 206Pb/ 238U 1σ 207Pb/ 235U 1σ 207Pb/
206Pb 		1σ
1 a1 1417 1648 0.0775 0.00102 0.3638 0.00494 0.0341 0.00038 0.82 216 2 315 4 1134 15 425.0
2 a100 538 274 0.0838 0.00109 1.2249 0.01647 0.1061 0.00117 0.82 650 7 812 8 1287 14 98.0
3 a101 1155 83 0.1522 0.00171 8.1085 0.09611 0.3864 0.0042 0.92 2106 20 2243 11 2371 11 12.6
4 a102 311 324 0.2152 0.00255 10.0564 0.07053 0.3389 0.00335 1.42 1881 16 2440 6 2945 11 56.6
5 a103 559 225 0.0739 0.00088 0.9633 0.01206 0.0946 0.00104 0.88 583 6 685 6 1038 14 78.0
6 a104 265 276 0.3200 0.0041 7.5741 0.05378 0.1717 0.00181 1.50 1021 10 2182 6 3570 11 249.7
7 a105-cent 127 70 0.0827 0.00119 2.3184 0.03416 0.2034 0.0023 0.77 1194 12 1218 10 1262 16 5.7
8 a106 223 128 0.0696 0.00114 0.5712 0.00945 0.0595 0.00068 0.69 373 4 459 6 917 20 145.8
9 a107 68 66 0.1389 0.00175 7.8328 0.10238 0.4090 0.00454 0.85 2210 21 2212 12 2214 12 0.2
10 a108 1307 904 0.1309 0.00161 2.2526 0.02878 0.1248 0.00137 0.86 758 8 1198 9 2110 13 178.4
11 a109 793 1524 0.2404 0.00299 4.0193 0.05183 0.1213 0.00134 0.86 738 8 1638 10 3123 12 323.2
12 a10 748 284 0.1298 0.00224 2.6820 0.02162 0.1498 0.0024 2.02 900 13 1323 6 2096 17 132.9
13 a110 410 679 0.1443 0.00209 5.5082 0.0415 0.2769 0.00349 1.75 1576 18 1902 6 2279 14 44.6
14 a111 314 282 0.1848 0.00263 10.8059 0.08035 0.4242 0.00536 1.68 2279 24 2507 7 2696 13 18.3
15 a112 380 308 0.0827 0.00108 2.4405 0.03292 0.2141 0.00236 0.82 1251 13 1255 10 1262 15 0.9
16 a113-cent 305 416 0.0547 0.00085 0.4281 0.00678 0.0568 0.00064 0.71 356 4 362 5 398 20 11.8
17 a115 1363 428 0.0669 0.00088 0.8853 0.01197 0.0959 0.00105 0.81 591 6 644 6 836 16 41.5
18 a116 1178 521 0.1263 0.00165 2.9627 0.03989 0.1702 0.00187 0.82 1013 10 1398 10 2046 13 102.0
19 a117 223 423 0.0763 0.00127 1.4420 0.01218 0.1370 0.00206 1.73 828 12 907 5 1104 20 33.3
20 a119 44 32 0.1377 0.00204 7.7100 0.11618 0.4062 0.00463 0.76 2198 21 2198 14 2198 15 0.0
21 a11-core 161 160 0.0577 0.00099 0.6647 0.01154 0.0836 0.00097 0.67 518 6 517 7 517 22 –0.2
22 a11-rim 365 90 0.0553 0.00085 0.5181 0.00816 0.0680 0.00077 0.72 424 5 424 5 424 20 0.0
23 a120 435 419 0.1329 0.00186 3.8734 0.05544 0.2114 0.00234 0.77 1236 12 1608 12 2137 14 72.9
24 a12 497 543 0.0690 0.00087 0.5299 0.007 0.0557 0.00062 0.84 349 4 432 5 900 15 157.9
25 a13 834 1240 0.0716 0.00086 0.8817 0.01108 0.0894 0.00098 0.87 552 6 642 6 973 14 76.3
26 a14 348 391 0.1094 0.00129 4.7587 0.05905 0.3154 0.00347 0.89 1767 17 1778 10 1790 13 1.3
27 a15 763 283 0.0736 0.00096 0.4811 0.0065 0.0474 0.00053 0.83 299 3 399 4 1029 16 244.1
28 a16 1486 1468 0.2209 0.00296 1.7298 0.01272 0.0568 0.00066 1.61 356 4 1020 5 2987 13 739.0
29 a17 1523 1397 0.2318 0.00276 2.4616 0.03077 0.0770 0.00085 0.88 478 5 1261 9 3064 11 541.0
30 a18 162 222 0.0546 0.00099 0.4324 0.00786 0.0574 0.00066 0.63 360 4 365 6 396 23 10.0
31 a19 1193 2083 0.0827 0.00118 0.7577 0.00578 0.0664 0.00082 1.65 415 5 573 3 1263 16 204.3
32 a20 332 97 0.0819 0.00106 1.5651 0.02089 0.1387 0.00153 0.83 837 9 957 8 1242 15 48.4
33 a21 826 941 0.1815 0.00216 1.0191 0.01266 0.0407 0.00045 0.89 257 3 713 6 2666 11 937.4
34 a22 1106 1643 0.0844 0.00101 0.4912 0.00356 0.0422 0.00042 1.34 267 3 406 2 1302 14 387.6
35 a23 1081 886 0.2116 0.00244 3.0273 0.03675 0.1038 0.00114 0.90 636 7 1415 9 2918 11 358.8
36 a24 251 83 0.2086 0.00267 9.4832 0.06664 0.3298 0.00358 1.54 1837 17 2386 6 2894 12 57.5
37 a25 237 163 0.0631 0.00084 0.6235 0.00503 0.0717 0.00082 1.42 446 5 492 3 712 16 59.6
38 a26 186 131 0.0955 0.00117 3.4692 0.04431 0.2636 0.0029 0.86 1508 15 1520 10 1537 13 1.9
39 a27 29 24 0.1170 0.00174 4.6108 0.06965 0.2858 0.00332 0.77 1621 17 1751 13 1911 16 17.9
40 a28 1710 395 0.2026 0.00248 1.8632 0.02368 0.0667 0.00073 0.86 416 4 1068 8 2847 11 584.4
41 a29 344 672 0.1816 0.00258 9.1957 0.06827 0.3672 0.00467 1.74 2016 22 2358 7 2668 14 32.3
42 a2 391 341 0.0530 0.00083 0.2660 0.00425 0.0364 0.00041 0.71 230 3 239 3 331 20 43.9
43 a30 130 201 0.0655 0.00096 1.1791 0.01763 0.1305 0.00146 0.75 791 8 791 8 791 17 0.0
44 a31 127 143 0.1852 0.00229 13.1075 0.16876 0.5135 0.00571 0.86 2671 24 2687 12 2700 12 1.1
45 a32 419 396 0.1478 0.00201 5.6173 0.04077 0.2757 0.00327 1.63 1570 17 1919 6 2320 13 47.8
46 a33-rim 61 241 0.0652 0.00125 1.1194 0.0215 0.1246 0.00148 0.62 757 8 763 10 780 23 3.0
47 a34 347 441 0.0616 0.00093 0.4268 0.0037 0.0502 0.00063 1.36 316 4 361 3 662 19 109.5
48 a35 245 226 0.4141 0.00611 11.7904 0.08974 0.2065 0.00273 1.71 1210 15 2588 7 3961 13 227.4
49 a36 1460 1499 0.3740 0.0055 3.3588 0.02545 0.0651 0.00086 1.78 407 5 1495 6 3808 13 835.6
50 a37 652 180 0.1315 0.00169 4.7620 0.06329 0.2627 0.0029 0.83 1504 15 1778 11 2118 13 40.8
51 a38 221 388 0.1203 0.00164 1.7764 0.02486 0.1071 0.0012 0.80 656 7 1037 9 1960 14 198.8
52 a39 395 580 0.0615 0.0009 0.4144 0.0062 0.0489 0.00055 0.75 307 3 352 4 657 19 114.0
53 a3 486 128 0.1223 0.00149 5.3623 0.06844 0.3180 0.0035 0.86 1780 17 1879 11 1990 12 11.8
54 a40 1090 509 0.0846 0.00113 1.6947 0.02341 0.1453 0.00161 0.80 875 9 1007 9 1306 15 49.3
55 a41 70 58 0.1361 0.00172 7.5350 0.09887 0.4016 0.0045 0.85 2176 21 2177 12 2178 13 0.1
56 a42 502 637 0.0587 0.00078 0.3518 0.00482 0.0435 0.00048 0.81 274 3 306 4 557 17 103.3
57 a43 438 1020 0.2157 0.00267 11.5827 0.08184 0.3894 0.0041 1.50 2120 19 2571 7 2949 12 39.1
58 a44 165 172 0.0606 0.00094 0.4479 0.00706 0.0537 0.0006 0.71 337 4 376 5 623 19 84.9
59 a45 124 178 0.0552 0.00113 0.5136 0.01044 0.0675 0.00079 0.58 421 5 421 7 419 27 –0.5
60 a46 579 428 0.0530 0.00076 0.3520 0.00513 0.0482 0.00053 0.75 303 3 306 4 328 19 8.3
61 a47 1150 1379 0.2052 0.00245 3.1172 0.03875 0.1102 0.0012 0.88 674 7 1437 10 2868 11 325.5
62 a48 508 297 0.1317 0.00178 2.9797 0.02151 0.1641 0.00194 1.65 979 11 1402 5 2121 14 116.6
63 a49 2168 359 0.2050 0.0025 1.3632 0.01725 0.0482 0.00053 0.87 304 3 873 7 2867 12 843.1
64 a4 1014 397 0.3120 0.00379 11.7316 0.1499 0.2727 0.00301 0.86 1555 15 2583 12 3531 11 127.1
65 a50 111 216 0.1750 0.00219 10.1713 0.13173 0.4216 0.00464 0.85 2268 21 2450 12 2606 12 14.9
66 a51-rim 108 136 0.1277 0.00149 6.6244 0.08077 0.3762 0.00413 0.90 2058 19 2063 11 2067 12 0.4
67 a52 1117 601 0.0735 0.00084 0.5266 0.00634 0.0519 0.00056 0.90 326 3 430 4 1029 13 215.6
68 a53 214 591 0.0769 0.00095 1.0875 0.01395 0.1026 0.00112 0.85 630 7 747 7 1118 14 77.5
69 a54 1432 595 0.1254 0.00141 1.8022 0.02133 0.1042 0.00113 0.92 639 7 1046 8 2035 11 218.5
70 a55 604 376 0.0532 0.00069 0.3785 0.00506 0.0516 0.00057 0.83 324 3 326 4 337 17 4.0
71 a56 277 1044 0.8387 0.01033 7.5322 0.05309 0.0651 0.00069 1.56 407 4 2177 6 4989 10 1125.8
72 a58 305 110 0.2842 0.00373 5.3672 0.038 0.1370 0.0016 1.68 828 9 1880 6 3386 12 308.9
73 a59 1 1 0.2940 0.01283 9.9216 0.39174 0.2448 0.00663 0.69 1412 34 2428 36 3439 39 143.6
74 a5-rim 177 226 0.0955 0.00124 3.5546 0.04823 0.2700 0.00301 0.82 1541 15 1539 11 1538 15 –0.2
75 a60 190 583 0.1155 0.0016 4.4053 0.03229 0.2767 0.00331 1.70 1575 17 1713 6 1887 14 19.8
76 a61 492 492 0.2217 0.00237 8.7961 0.05992 0.2878 0.00254 1.33 1630 13 2317 6 2993 10 83.6
77 a62 224 298 0.0723 0.00082 1.1906 0.00889 0.1194 0.00106 1.24 727 6 796 4 994 13 36.7
78 a63 399 728 0.0583 0.0007 0.3687 0.00296 0.0458 0.00044 1.17 289 3 319 2 543 15 87.9
79 a64 1279 1926 0.2907 0.00326 2.8864 0.01952 0.0720 0.00069 1.40 448 4 1378 5 3421 10 663.6
80 a65-rim 211 182 0.1167 0.0014 3.1982 0.02288 0.1987 0.00205 1.46 1168 11 1457 6 1907 13 63.3
81 a66 447 383 0.0605 0.00077 0.3937 0.00306 0.0472 0.00049 1.35 297 3 337 2 620 15 108.8
82 a67 89 87 0.1221 0.00146 6.1589 0.07716 0.3660 0.00405 0.88 2011 19 1999 11 1986 12 –1.2
83 a68 352 448 0.1322 0.0017 5.9211 0.04204 0.3249 0.00364 1.49 1814 18 1964 6 2127 13 17.3
84 a69 302 294 0.1014 0.0012 4.0823 0.05097 0.2920 0.00322 0.88 1651 16 1651 10 1650 13 –0.1
85 a6 445 472 0.1132 0.00143 5.0991 0.06762 0.3266 0.00363 0.84 1822 18 1836 11 1852 13 1.6
86 a70-rim 292 32 0.0586 0.00083 0.6953 0.01015 0.0861 0.00097 0.77 532 6 536 6 552 18 3.8
87 a71-rim 79 63 0.1363 0.00162 6.4102 0.04736 0.3411 0.00341 1.35 1892 16 2034 6 2181 12 15.3
88 a72 719 526 0.1748 0.00202 8.7411 0.05962 0.3627 0.0035 1.40 1995 17 2311 6 2604 11 30.5
89 a73 454 400 0.0711 0.00084 1.5691 0.01945 0.1602 0.00176 0.89 958 10 958 8 959 14 0.1
90 a74 692 270 0.2476 0.00299 6.9291 0.04848 0.2030 0.00211 1.48 1191 11 2102 6 3170 11 166.2
91 a75 65 73 0.2383 0.00296 15.2451 0.10952 0.4640 0.00497 1.53 2457 22 2831 7 3108 12 26.5
92 a76 913 1348 0.1571 0.00184 1.7500 0.02147 0.0808 0.00088 0.89 501 5 1027 8 2425 11 384.0
93 a77 639 113 0.1379 0.00161 6.7557 0.08263 0.3552 0.00388 0.89 1960 18 2080 11 2202 11 12.3
94 a78 354 255 0.0638 0.00087 0.7780 0.0065 0.0885 0.00103 1.49 546 6 584 4 734 17 34.4
95 a79 763 1102 0.0717 0.001 0.3171 0.00263 0.0321 0.00038 1.48 204 2 280 2 977 16 378.9
96 a7 116 102 0.0698 0.00133 0.4425 0.00842 0.0460 0.00054 0.62 290 3 372 6 922 23 217.9
97 a81 37 55 0.1053 0.00141 3.4983 0.02901 0.2410 0.0027 1.34 1392 14 1527 7 1719 14 23.5
98 a82 432 543 0.0631 0.00082 0.3738 0.00299 0.0429 0.00046 1.36 271 3 322 2 713 16 163.1
99 a83 69 94 0.1577 0.00193 9.9686 0.12681 0.4584 0.00508 0.87 2432 22 2432 12 2432 12 0.0
100 a84-rim 134 124 0.1859 0.00224 13.3504 0.16809 0.5210 0.00575 0.88 2704 24 2705 12 2706 11 0.1
101 a85 124 175 0.0671 0.00099 0.7993 0.00715 0.0864 0.00104 1.34 534 6 596 4 840 17 57.3
102 a86 238 99 0.1100 0.00135 4.8821 0.06224 0.3218 0.00354 0.86 1799 17 1799 11 1800 13 0.1
103 a87 166 88 0.0923 0.00118 3.2706 0.04338 0.2569 0.00285 0.84 1474 15 1474 10 1474 14 0.0
104 a88 283 228 0.0546 0.00081 0.4745 0.00718 0.0631 0.00071 0.74 394 4 394 5 394 19 0.0
105 a89 381 815 0.7529 0.01168 7.4574 0.05646 0.0718 0.00098 1.83 447 6 2168 7 4835 12 981.7
106 a8 1016 691 0.0705 0.00115 0.7345 0.0056 0.0755 0.00111 1.85 469 7 559 3 944 19 101.3
107 a90 504 537 0.0922 0.00149 1.6180 0.0123 0.1272 0.00177 1.84 772 10 977 5 1472 17 90.7
108 a91 138 192 0.1354 0.0016 5.8801 0.04093 0.3150 0.00321 1.45 1765 16 1958 6 2169 12 22.9
109 a92 350 455 0.0572 0.00078 0.3699 0.00517 0.0469 0.00052 0.79 296 3 320 4 498 18 68.2
110 a93 703 377 0.0560 0.00076 0.5053 0.00702 0.0655 0.00072 0.79 409 4 415 5 451 17 10.3
111 a94 4418 336 0.2150 0.00257 0.3408 0.00423 0.0115 0.00013 0.91 73.7 0.8 298 3 2943 11 3893.2
112 a95 992 908 0.1931 0.00225 4.0911 0.04987 0.1537 0.00168 0.90 921 9 1653 10 2769 11 200.7
113 a96 156 110 0.0943 0.00117 3.4465 0.0443 0.2650 0.00292 0.86 1516 15 1515 10 1515 14 –0.1
114 a97 1538 1494 0.1793 0.00247 0.9830 0.00722 0.0398 0.00048 1.66 251 3 695 4 2646 13 954.2
115 a98 462 478 0.0931 0.00137 0.3945 0.00589 0.0307 0.00035 0.76 195 2 338 4 1490 16 664.1
116 a99 634 670 0.1065 0.0016 0.3981 0.00601 0.0271 0.00031 0.76 172 2 340 4 1740 16 911.6
117 a9 931 961 0.1991 0.00257 4.5914 0.062 0.1672 0.00187 0.83 997 10 1748 11 2819 12 182.7

Примечание. Полужирным шрифтом выделены значения, принятые за возраст циркона (при возрасте <1 млрд лет для вычисления возраста использованы отношения 206Pb/238U, при возрасте ≥1 млрд лет – отношения 207Pb/206Pb). Подчеркнуты минимальный и максимальный возрасты зерен детритового циркона в пробе. D – дискордантность датировок (D = 100% × (возраст (206Pb/238U)/возраст (207Pb/206Pb) – 1)). Датировки (курсив) со степенью дискордантности |D| >10% не учитывались в гистограммах и КПВ. Суффиксы в номере анализа: core – ядро, cent – центральная часть, rim – оболочка. RHO = (207Pb/235U)/(1σ(207Pb/235U))/ (206Pb/238U)/(1σ(206Pb/238U)). Для коррекции на обычный свинец использована программа ComPbCorr, составленная T. Andersen. Теоретические основы коррекции и формулы, по которым проводится коррекция, приведены в работе (Andersen, 2002). Нарушение изотопной U–Th–Pb системы зерна циркона оценивается, исходя из измеренных содержаний изотопов свинца 206Pb, 207Pb и 208Pb в цирконе и известных соотношений между изотопами свинца, которые в программе приняты как 206Pb/204Pb = 18.7, 207Pb/204Pb = 15.628, 208Pb/204Pb = 38.63.

Рис. 5.

Диаграмма с конкордией для зерен детритового циркона из пробы N18-002. Эллипсы показывают 68%-ный доверительный интервал измерений для всех анализов. В правом нижнем углу в виде врезки на сером фоне показан увеличенный фрагмент конкордии. В левом верхнем углу – изображения зерна циркона № а11: (а) – оптическое, (б) – катодолюминесцентное, (в) – в рассеянных электронах. LA – кратер лазерной абляции. Для этого циркона получены возрасты: 518 ± 6 млн лет для ядра и 424 ± 5 млн лет для оболочки. В оптическом изображении ядро имеет желтый цвет, а оболочка – голубой, в катодолюминесцентном изображении ядро – светлое, а оболочка – темная. Дно кратера абляции в катодолюминесцентном изображении – темного цвета, в оптическом изображении – голубого цвета, т.е. лазерный пробоотбор начался в ядре и закончился в оболочке.

Программа GLITTER дает возможность видеть развертку по времени (мы называем ее аналитический сигнал) количества поступающих на детектор ионов 206Pb, 207Pb, 208Pb, 232Th и 238U по мере проникновения луча лазера внутрь исследуемого зерна циркона, т.е. испарения вещества из все более и более его глубинных частей. Разные части аналитического сигнала соответствуют разным частям зерна циркона. В большинстве изученных зерен циркона либо непосредственно в их оптическом изображении, либо по аналитическому сигналу выделены области, которые можно трактовать как ядро и оболочку зерна детритового циркона. Для зерна № 11 аналитический сигнал отчетливо распался на две части, соответствующие ядру и оболочке, для которых получены конкордантные значения возраста 518 ± 6 млн лет (D = –0.2%) и 424 ± 5 млн лет (D = 0%) соответственно (рис. 5, врезки). Таким образом, ядро этого зерна зафиксировало кембрийское (кадомско-авалонское или панафриканское) событие, а оболочка зерна – воздействие термального события, соответствующего времени каледонской орогении. В 9 зернах возраст определен только по части аналитического сигнала, соответствующей ядру или оболочке зерна.

Все датировки с дискордантностью |D| > 10% исключены из рассмотрения. Оставшиеся 30 датировок использованы для построения гистограммы и кривой плотности вероятности (КПВ) U–Pb изотопных датировок (рис. 6в, 6г). На КПВ яркие пики не проявились. Лишь два слабых пика (1535 и 422 млн лет) поддержаны 3 измерениями. Максимальный полученный возраст 2706 ± 11 млн лет (D = 0.1%), минимальный – 303 ± 3 млн лет (D = 1.0%).

Рис. 6.

Гистограммы и кривые плотности вероятности возрастов зерен детритового циркона из проб N18-001 (б), N18-002 (в, г), N18-003 (а) и суммарных данных по средне- и верхнеюрским грубообломочным породам (д, е). Источники данных на рис. 6а, 6б – (Никишин и др., 2020), на рис. 6в, 6г – настоящая работа, на рис. 6д, 6е – (Романюк и др., 2020).

ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

В работе (Никишин и др., 2020) представлены результаты U–Th–Pb изотопного датирования зерен детритового циркона из двух проб, характеризующих верхнетриасовые флишевые толщи киммерийского структурного комплекса Горного Крыма: нижнетаврическую свиту (верхнетриасовую часть таврической серии, проба N18-001) (рис. 6а) и салгирскую толщу (верхнетриасовую часть эскиординской серии, проба N18-003) (рис. 6б). Сильное сходство наборов возрастов зерен детритового циркона из этих проб (табл. 2, коэффициент p = = 0.923) свидетельствует о том, что песчаники из таврической и эскиординской серий в позднем триасе имели единую питающую провинцию. Сходный характер распределений возраста зерен детритового циркона подтверждает представления об эскиординской и таврической сериях как фациальных аналогах, которые формировались в одном и том же бассейне (рис. 7а).

Таблица 2.

Величины взаимных парных коэффициентов р теста Колмогорова–Смирнова для наборов U–Pb возрастов детритового циркона из верхнетриасово-нижнеюрского флиша и средне-верхнеюрских грубообломочных толщ киммерид Горного Крыма

Номера проб К15-003 К15-007 БК К15-006 N18-001 N18-002 N18-003 N18-01 + + N18-03 К15-003 + К15-007 + + БК + К15-006
К15-003   0.352632 0.685672 0.212612 0.000000 0.027548 0.000000 0.000000 0.869725
К15-007 0.352632   0.057419 0.213347 0.000000 0.006768 0.000000 0.000000 0.712413
БК 0.685672 0.057419   0.014539 0.000000 0.019639 0.000000 0.000000 0.179962
К15-006 0.212612 0.213347 0.014539   0.000000 0.000396 0.000000 0.000000 0.256632
N18-001 0.000000 0.000000 0.000000 0.000000   0.000000 0.923008 1.000000 0.000000
N18-002 0.027548 0.006768 0.019639 0.000396 0.000000   0.000004 0.000000 0.003655
N18-003 0.000000 0.000000 0.000000 0.000000 0.923008 0.000004   0.992168 0.000000
N18-01+N18-03 0.000000 0.000000 0.000000 0.000000 1.000000 0.000000 0.992168   0.000000
К15-003 + К15-007 + + БК + К15-006 0.869725 0.712413 0.179962 0.256632 0.000000 0.003655 0.000000 0.000000  

Примечание. Расчеты выполнены с помощью программы (Guynn, Gehrels, 2010), размещенной в свободном доступе. Применение теста Колмогорова–Смирнова используется для того, чтобы определить, подчиняются ли два эмпирических распределения одному закону, либо определить, подчиняется ли полученное распределение предполагаемой модели. Обычно стандартный уровень значимости теста принимается равным 95%. Если величина полученного взаимного коэффициента p превышает пороговое значение 0.05, то тестируемые эмпирические распределения с вероятностью 95% подчиняются одному и тому же закону распределения. Полужирным шрифтом и светло-серым фоном выделены значения р больше принятого порогового 0.05. Положение мест отбора проб см. рис. 1, названия свит/толщ – на рис. 2 и 6.

Рис. 7.

Концептуальная схема эволюции палеобассейнов, реликты выполнения которых экспонируются в настоящее время в Горном Крыму. Условные обозначения: 1 – вода; 2 – ВЕП (Балтика); 3 – Скифская платформа (Скифия), кадомские и авалонские террейны; 4 – таврическая серия, подразделяемая на верхнетаврическую (а) и нижнетаврическую (б) свиты; 5 – эскиординская серия; 6 – терригенно-глинисто-карбонатные толщи; 7 – места отбор проб на U–Pb датирование обломочного циркона; 8, 9 – седиментационные потоки: 8 – поперек склона, 9 – вдольбереговой разнос. (а) – поздний триас; в обширном Скифско-Таврическом мегабассейне в приближенной к континенту мелководной части мегабассейна (Скифский бассейн) накапливались маломощные терригенно-глинисто-карбонатные толщи, в обстановках континентального склона – отложения эскиординской серии, а в обстановках нижней части континентального склона и континентального подножья – нижнетаврическая свита таврической серии; (б) – ранняя юра; поднятие Добруджа-Крым отделило глубоководную часть Скифско-Таврического мегабассейна в отдельный Позднетаврический бассейн, в котором образовалась верхнетаврическая свита; поступление в этот бассейн эрозионных продуктов ВЕП было невозможно.

Сопоставление полученных новых данных, характеризующих нижнеюрский стратиграфический уровень таврического флиша (проба N18-002) (рис. 6в, 6г), с аналогичными данными по верхнетриасовым флишевым толщам Горного Крыма (пробы N18-001 и N18-003) (рис. 6а, 6б) выявляет кардинальное различие в характере распределения возрастов зерен детритового циркона из песчаников верхнетриасового и нижнеюрского стратиграфических уровней разреза Горного Крыма (табл. 2, коэффициент p = 0.0).

Так, в пробах, которые характеризуют верхнетриасовые флишевые толщи Горного Крыма, зафиксировано значительное число зерен детритового циркона с очень древними значениями возраста (>3.0 млрд лет). Кристаллические комплексы с такими древними возрастами чрезвычайно редки в мире, но широко представлены в Подольском и Приазовском блоках Украинского щита Восточно-Европейской платформы (ВЕП) (см. обзор в работе (Никишин и др., 2020)). Это позволяет рассматривать кристаллические комплексы, аналогичные комплексам, представленным в современной структуре Украинского щита, как очень вероятные первичные источники древних зерен детритового циркона в песчаниках из верхнетриасовых частей разреза таврической и эскиординской серий Горного Крыма. Результаты изучения детритового циркона из верхнетриасовых толщ Горного Крыма согласуются с палеогеографическими реконструкциями, представленными в работе (Okay, Topuz, 2016). И действительно, полученные результаты указывают на то, что в позднем триасе флиш соответствующих стратиграфических уровней таврической и эскиординской серий накапливался в разных частях обширного осадочного бассейна, располагавшегося на южной континентальной окраине Восточно-Европейской (Балтийской) части Евразии и открытого в океан Палео-Тетис (рис. 7а). Мы называем этот бассейн Скифско-Таврическим мегабассейном, чтобы подчеркнуть его двучленное строение. Северный Скифский сегмент мегабассейна, приближенный к Восточно-Европейской части Евразии, был относительно мелководным и располагался на обрамляющей ВЕП с юга эпигерцинской Скифской плите с гетерогенным фундаментом, включающим Пери-Гондванские террейны (рис. 8а). Южный Таврический сегмент Скифско-Таврического мегабассейна был глубоководным и располагался на континентальном склоне Восточно-Европейской (Балтийской) части Евразии и у подножья этого континентального склона.

Рис. 8.

Концептуальная палеогеографическая схема Черноморско-Балканско-Анатолийско-Кавказского региона (масштаб условный), показывающая изменение направлений седиментационных потоков, аккумулированных в Скифско-Таврическом мегабассейне (СТБ) и Позднетаврическом бассейне (ПТБ), а затем в системе Горно-Крымских суббассейнов (ГКБ) в конце триаса–юре. (а) – конец палеозоя; схема пояса Пери-Гондванских террейнов, которые были причленены в палеозое к южной части Восточно-Европейского (Балтийского) сегмента Евроазиатского континента; (б) – поздний триас; снос в Скифско-Таврический бассейн продуктов разрушения древних кристаллических комплексов Сарматской части фундамента ВЕП (аналогичных комплексам, слагающим структуры Украинского щита и Воронежского кристаллического массива); формирование нижних уровней таврического флиша – нижнетаврической свиты; отсутствие продуктов разрушения фундамента Пери-Гондванских террейнов и примесные количества зерен циркона местного происхождения, образованных в периокеанических структурах океанов Реик и Палео-Тетис; (в) – ранняя юра; продукты разрушения ВЕП уже не попадают в Позднетаврический бассейн, пространственно наследующий Таврическую часть Скифско-Таврического бассейна; напротив, продукты разрушения комплексов Пери-Гондванских террейнов, в том числе слагающих поднятие Добруджа-Крым, а также зерна циркона местного происхождения начинают доминировать в аккумулируемой в этом бассейне верхнетаврической свите (верхние уровни таврического флиша); (г) – средняя и поздняя юра; в средне- и верхнеюрских грубообломочных толщах системы Горно-Крымских суббассейнов доминируют зерна циркона местного происхождения, появляется новая популяция пермско-триасовых зерен циркона. Основа всех рисунков, в деталях показанная на рис. 8а, приведена по (Okay, Topuz, 2016); палеогеографические реконструкции на рис. 8б – по (Okay, Topuz, 2016), на рис. 8в, 8г – по (Nikishin et al., 2015b). ТТЗ – зона Тейссейра-Торнквиста (южный край докембрийского остова Балтики); СБС – Скифско-Балтийская сутура; Р – шов закрытия океана Реик. Возрастные интервалы преобладающих популяций детритового циркона в седиментационных потоках: Ar–Pr – архей–палеопротерозой, N – неопротерозой, N3 – поздний неопротерозой, Pz – палеозой, Mr – мезопротерозой, T – триас.

Снос обломочного материала в Скифско-Таврический мегабассейн (рис. 7а, 8б) происходил со стороны континента. В приближенной к континенту мелководной части мегабассейна (в Скифском бассейне) в мелководных шельфовых обстановках в то время накапливались маломощные терригенно-глинисто-карбонатные толщи: толща (15–25 м) мергелей и аргиллитов с двустворками Halobia septentrianalis Smith карнийского яруса, вскрытая скв. Федоровская-12 в западной части Степного Крыма, а также толща (120 м) переслаивания конгломератов, песчаников, алевролитов и аргиллитов с двустворками Halobia cf. bittneri Moiss., H. septentrianalis Smith, вскрытая глубокими скважинами на Татьяновской и Бакальской поисковых площадях на севере Степного Крыма (Астахова и др., 1984, с. 39). По-видимому, обломочный материал, сносимый с Восточно-Европейской (Балтийской) части Евразии, по эрозионному каналу (каналам) транзитом перемещался через Скифский бассейн и оттуда поступал в Таврический глубоководный бассейн. В переходной зоне от внешней бровки Скифского шельфа к глубоководной части Таврического бассейна в обстановках континентального склона накапливались верхнетриасовые элементы разреза эскиординской серии. При этом в глубоководной Таврической части Скифско-Таврического мегабассейна накапливался флиш – верхнетриасовая нижнетаврическая свита таврической серии.

В Скифско-Таврический мегабассейн с севера, со стороны Восточно-Европейской (Балтийской) части Евразии, впадала крупная река (рис. 8б). Водосборы этой реки (речной системы) дренировали области, в пределах которых на древней эрозионной поверхности были экспонированы кристаллические комплексы Сарматской части фундамента ВЕП, аналогичные участвующим ныне в строении Украинского щита и Воронежского кристаллического массива. Кроме того, в пределах областей палеоводосборов этой реки могли дренироваться области распространения докембрийских и/или палеозойских толщ, сложенных продуктами эрозии этих кристаллических комплексов. Эта река обеспечивала доминирующий объем поступавшего в Скифско-Таврический мегабассейн обломочного материала, сносимого с Восточно-Европейской (Балтийской) части Евразии. Обломочный материал, который был транзитом транспортирован через Скифский бассейн (Скифскую мелководную часть Скифско-Таврического мегабассейна), аккумулировался у бровки Скифского шельфа. Оттуда в виде импульсных турбидитовых потоков материл периодически поступал за бровку шельфа – в Таврический глубоководный бассейн (в Таврическую глубоководную часть Скифско-Таврического мегабассейна). Часть материала была аккумулирована на континентальном склоне, где ею сложены верхнетриасовые элементы разреза эскиординской серии. Другая часть достигла удаленных глубоководных областей Таврического бассейна, где в обстановках нижней части континентального склона и континентального подножья сформировала нижнетаврическую свиту таврической серии. Кроме того, второстепенными локальными источниками обломочного материала, поступавшего в позднем триасе в глубоководную (Таврическую) часть Скифско-Таврического мегабассейна, могли быть небольшие внутрибассейновые поднятия, в пределах которых могли быть экспонированы комплексы эпигерцинского фундамента Скифской (в том числе в Северокавказской ее части) и Мизийской плит. Небольшой вклад в формирование седиментационного потока мог вносить разнос обломочного материала вдоль береговой линии мелководной Скифской части Скифско-Таврического мегабассейна.

В пробе N18-002, характеризующей нижнеюрскую часть таврической серии (верхнетаврическую свиту), мезоархейских и более древних зерен детритового циркона не зафиксировано, но в значительном количестве присутствуют зерна циркона с мезопротерозойскими и неопротерозойскими возрастами, типичными для кристаллических комплексов структурного основания Пери-Гондванских террейнов, участвующих в строении фундамента Скифской плиты (рис. 6в, 6г). Таким образом, результаты датирования зерен детритового циркона зафиксировали кардинальную перестройку седиментационных потоков, поступавших в глубоководную Таврическую часть Скифско-Таврического мегабассейна, в период времени поздний триас–ранняя юра. Продукты разрушения древнего фундамента ВЕП (Балтики) перестали достигать глубоководной части мегабассейна, а по новым путям транспортировки сюда был принесен обломочный материал, содержащий зерна детритового циркона с мезопротерозойскими и нетипичными для ВЕП поздненеопротерозойскими (включая кадомско-авалонские) возрастами, а также зерна циркона с каледонским возрастом метаморфического и/или метасоматического преобразования (рис. 7б, 8в). Первичными источниками зерен циркона с поздненеопротерозойскими (кадомско-авалонскими) возрастами в песчаниках верхнетаврической свиты могли быть участвующие в строении герцинского фундамента Скифской плиты кристаллические комплексы, сформированные в пределах северных периферических частей Гондваны, и комплексы периокеанических зон океанов Реик и Палео-Тетис.

Полученные результаты и основанные на них выводы в целом соответствуют известным палеогеографическим построениям (Nikishin et al., 2015с и др.). В них для начала юры реконструированы локальные деформации в некоторых частях эскиординской серии и возникновение на Скифском шельфе поднятия Добруджа-Крым, которое протягивалось от Добруджи через современный Одесский шельф в современный Степной Крым. Появление этого поднятия положило начало сегментации и усложнению структуры Скифско-Таврического мегабассейна.

Поднятие Добруджа-Крым в ранней юре ограничило с севера глубоководную часть Скифско-Таврического мегабассейна, ставшую отдельным осадочным бассейном, который мы называем Позднетаврическим. В нем унаследованно было продолжено накопление таврической серии (ее нижнеюрской части – верхнетаврической свиты), начавшееся в глубоководной Таврической части Скифско-Таврического мегабассейна еще в позднем триасе (нижнетаврическая свита). При этом условия осадконакопления в глубоководном Позднетаврическом бассейне в ранней юре, по сравнению с условиями осадконакопления в этом бассейне в позднем триасе, не претерпели существенных изменений. Однако материал, который в ранней юре начал поступать в Позднетаврический осадочный бассейн, кардинально изменился по сравнению с материалом, поступавшим в этот бассейн в позднем триасе. Поднятие Добруджа-Крым стало непреодолимым препятствием для седиментационных потоков со стороны ВЕП, которые не могли уже попадать в Позднетаврический осадочный бассейн. Но в этот бассейн в ранней юре стал поступать материал, сносимый с поднятия Добруджа-Крым. Кроме того, в Позднетаврический бассейн в ранней юре, по-видимому, мог поступать детрит, источником которого были некоторые начавшие в это время воздымание области Понтид и будущего Большого Кавказа. Материал, сносимый с этих поднятий, мог достигать области питания Позднетаврического бассейна за счет вдольберегового разноса. В частности, по-видимому, определенную роль в балансе обломочного материала, аккумулированного в Позднетаврическом осадочном бассейне в ранней юре, стали играть испытывавшие вдольбереговой разнос продукты эрозии пород аккреционного комплекса Каракайя, в существенной степени сложенного продуктами разрушения Понтидских террейнов (Ustaomer et al., 2016).

В работе (Фролова и др., 2014) представлены результаты проведенного в пределах полей распространения таврической серии, и в том числе в овраге Яман, детального структурного-геологического изучения внутреннего строения таврического флиша. В частности, показано, что большинство складок 2-го порядка в таврической серии имеет подводно-оползневое происхождение (Фролова и др., 2014). По нашему мнению, этот структурно-геологический вывод хорошо согласуется с представлениями о том, что флишевая последовательность пород, и в том числе фрагмент разреза таврического флиша, который представлен в овраге Яман, была сформирована в той части Позднетаврического осадочного бассейна, которая располагалась в нижней части склона поднятия Добруджа-Крым. Нельзя исключать, однако, и возможности того, что складки 2-го порядка в таврическом флише могли быть образованы за счет оползневых процессов, проявленных на бортах эрозионных каналов, по которым осадочный материал переносился по склону и приближенной к нему части дна Позднетаврического осадочного бассейна.

В начале средней юры накопление таврической и эскиординской серий, которое имело место на дне и в борту Позднетаврического осадочного бассейна соответственно, завершилось, и образования этих серий претерпели складчато-надвиговые деформации. Вследствие этой тектонической активности – раннекиммерийской складчатости – таврический флиш, осложненный мелкими конседиментационными оползневыми складками (выше они были названы складками 2-го порядка) и разрывами, испытал тектонические деформации, приведшие к образованию крупных моноклиналей, складок и пакетов тектонических пластин.

Позднее, в средней и поздней юре, на раннекиммерийском покровно-складчатом основании (на эродированных структурах, сложенных дислоцированными образованиями таврической и эскиординской серий) заложились и начали развиваться несколько небольших осадочных бассейнов, в которых накапливались грубообломочные и, реже, флишоидные и песчано-глинистые толщи, фрагментарно экспонированные в настоящее время в Горном Крыму (рис. 8г). Это среднеюрские битакские конгломераты, распространенные около с. Строгоновка в южных пригородах г. Симферополя (Никишин и др., 2016); верхнеюрские конгломераты горы Демерджи около г. Алушты (Рудько и др., 2019) и горы Спилия около Балаклавской гавани (Kuznetsov et al., 2019); конгломераты нижней части верхнеюрско-нижнемеловой обломочной толщи южного борта Байдарской котловины (Рудько, 2018); верхнеюрские конгломераты из района пос. Орджоникидзе на востоке Горного Крыма (Nikishin et al., 2015b, 2015с). Мы предлагаем называть эти небольшие осадочные бассейны, в которых формировались перечисленные грубообломочные образования, системой Горно-Крымских суббассейнов.

В работе (Романюк и др., 2020) показано, что наиболее вероятным первичным источником зерен детритового циркона с возрастами в интервале 360–315 млн лет, аккумулированных в песчанистых породах средне- и верхнеюрских грубообломочных толщ Горного Крыма, были кристаллические комплексы Дзирульского массива и его аналогов на Кавказе (Mayringer et al., 2011). Рециклирование зерен циркона с возрастами в интервале 360–315 млн лет и зерен циркона с кадомско-авалонскими возрастами, т.е. зерен, первичными источниками которых были кристаллические комплексы структурного основания Пери-Гондванских террейнов, могло произойти за счет переотложения зерен циркона при накоплении продуктов эрозии комплекса Каракайя (Kuznetsov et al., 2019).

Полученные новые изотопно-геохронологические данные по циркону из нижнеюрских пород таврического флиша (проба N18-002) (рис. 6в, 6г) существенно отличаются от таковых для циркона из песчанистых пород средне-верхнеюрских грубообломочных толщ Горного Крыма (пробы БК, К15-007, К15-006 и К15-003) (рис. 6д, 6е; табл. 2, коэффициент p = 0.0037). В средней и поздней юре в систему Горно-Крымских суббассейнов попадал преимущественно материал местного происхождения, в котором доминировали зерна циркона с возрастами в каменноугольно-триасовом диапазоне. По сравнению с ранней юрой, в средне- и позднеюрском временном интервале появились новые источники, поставлявшие зерна циркона с пермско-триасовыми возрастами, которые в более древних толщах Горного Крыма не зафиксированы. В настоящее время крупные гранитоидные комплексы с возрастами 315–270 млн лет, которые могли быть источниками многочисленных зерен детритового циркона с такими возрастами, известны в Западных Понтидах и Южных Балканах (Sunal et al., 2008; Meinhold et al., 2010; Georgiev et al., 2012; Ustaomer et al., 2012; Kaygusuz et al., 2016; Peytcheva et al., 2018). Однако первичные источники циркона с возрастами 270–200 млн лет не столь очевидны. В Причерноморье известны лишь редкие кристаллические комплексы с такими возрастами. Прежде всего, это крупные массивы триасовых гранитоидных комплексов Северной Добруджи (Savu, 2012), а также триасовые дифференцированные вулканические серии восточного Предкавказья (Tikhomirov et al., 2004). Остальные известные проявления триасовой магматической активности – это либо очень редкие и небольшие тела пород кислого или среднего состава, либо тела, сложенные породами основного или ультраосновного состава, для которых циркон не является типичным минералом и не встречается в них в сколько-нибудь значимых количествах. К первым относятся магматические породы (лавы?) так называемого тессельского осадочно-вулканогенного комплекса, распространенного в юго-западной части Горного Крыма и условно отнесенного к верхнему триасу (Лысенко и др., 2019а, 2019б), а также кварцевые долериты с возрастом 210 млн лет, установленные бурением около поселка Северный в Степном Крыму (Спиридонов и др., 1990). В Понтидах распознаны реликты триасовых магматических комплексов, соотносимых с образованиями океанических островов, гор и плато (Genc, 2004; Sayit et al., 2010), а также голубые сланцы и эклогиты (Okay, Nikishin, 2015), являющиеся индикаторами гипотетической триасовой субдукционной зоны. Таким образом, вероятным первичным источником многочисленных триасовых зерен детритового циркона, попадавших в систему Горно-Крымских суббассейнов, могли быть комплексы Северной Добруджи, Степного Крыма и восточного Предкавказья, а возможно, и тессельского осадочно-вулканогенного комплекса. Но наиболее вероятным источником триасовых зерен циркона принято считать гранитоидные комплексы, парагенетически связанные с гипотетической триасовой субдукционной зоной, существование которой предложено в (Okay, Nikishin, 2015).

В самом конце юры начались процессы прогибания и растяжения коры (Nikishin et al., 2015а, 2015в), предшествующие началу формирования впадины Черного моря. Поэтому основной седиментационный поток в систему Горно-Крымских суббассейнов в это время был с поднятия Добруджа-Крым и других местных возвышенностей. Поступление материала из Понтид в толщи, экспонирующиеся в настоящее время в Горном Крыму, было второстепенным и могло происходить лишь за счет вдольберегового разноса.

ВЫВОДЫ

На основе результатов U–Th–Pb изотопного датирования зерен детритового циркона из песчаников верхнетаврической свиты Горного Крыма, относящихся к нижнеюрской части таврической серии, и сопоставления этих результатов с аналогичными данными для обломочных пород как более низких, так и более высоких стратиграфических уровней киммерид Горного Крыма установлена кардинальная смена источников сноса для этих толщ. На основе полученных данных проведена палеогеографическая реконструкция для Горного Крыма.

В позднем триасе на южной (в современных координатах) континентальной окраине Восточно-Европейской (Балтийской) части Евразии был расположен обширный сложно построенный Скифско-Таврический осадочный мегабассейн, открытый на юг в океан Палео-Тетис. В этом мегабассейне обособленно существовало две части: Скифская мелководная (шельф) и Таврическая глубоководная (континентальный склон и подножье континента). Мы именуем их соответственно Скифским и Таврическим осадочными бассейнами.

Снос обломочного материла в Скифско-Таврический мегабассейн происходил преимущественно с севера – со стороны Восточно-Европейской (Балтийской) части Евразиатского континента, с доминированием продуктов разрушения древних кристаллических комплексов Сарматской части фундамента ВЕП, аналогичных тем, которые слагают структуры Украинского щита и Воронежского кристаллического массива. Небольшие количества терригенного материала могли поступать в мегабассейн из других источников: за счет разноса обломочного материала вдоль южного берега Восточно-Европейской (Балтийской) части Евразии и/или за счет продуктов эрозии локальных внутрибассейновых поднятий.

У внешней бровки Скифского шельфа (у внешнего, по отношению к Балтийской части Евразии, края Скифского осадочного бассейна) накапливался обломочный материал, поступающий сюда транзитом по эрозинному каналу (каналам) со стороны Евроазиатского континента. Этот материал мутьевыми (турбидидными) потоками периодически сбрасывался в глубоководную Таврическую часть мегабассейна (в глубоководный Таврический осадочный бассейн), где накапливался в виде флиша нижнетаврической свиты. При этом на континентальном склоне (на приближенной к бровке Скифского шельфа части Таврического глубоководного осадочного бассейна) формировались хаотические образования – дикий флиш и олистостромы верхнетриасовых стратиграфических уровней эскиординской серии. Одновременно с этим в мелководном Скифском осадочном бассейне, особенно в пределах приближенной к континенту его части, в шельфовых обстановках шло накопление маломощных терригенно-глинисто-карбонатных толщ. Эти толщи вскрыты глубокими скважинами на севере Степного Крыма.

В интервале времени поздний триас–ранняя юра на южной континентальной окраине Евразии произошли палеотектонические и палеогеографические перестройки. В частности, в том месте, где в позднем триасе был расположен Скифский шельфовый осадочный бассейн, возникло поднятие Добруджа-Крым. Реликты этого понятия прослежены в современной структуре северного Причерноморья из Степного Крыма через Одесский шельф в Добруджу. При этом глубоководный осадочный бассейн унаследованно продолжил развиваться и в ранней юре. Только, в отличие от позднего триаса, в ранней юре он стал граничить не с мелководным Скифским бассейном, а с возникшем на его месте понятием Добруджа-Крым. Мы называем раннеюрский глубоководный осадочный бассейн, структурно и пространственно наследующий позднетриасовый Таврический бассейн, Позднетаврическим бассейном. В отличие от позднетриасового этапа, в ранней юре в Позднетаврический осадочный бассейн перестали поступать продукты эрозии Сарматской части фундамента ВЕП, но стали поступать продукты эрозии комплексов фундамента Скифской плиты, в том числе кристаллических комплексов Пери-Гондваны и периокеанических комплексов океанов Реик и Палео-Тетис. Кроме того, источниками кластики для Позднетаврического бассейна в ранней юре могли служить комплексы, участвовавшие в строении ряда поднятий, располагавшихся в областях будущего Кавказа и Восточных Понтид.

В начале средней юры толщи, выполняющие Таврический и Позднетаврический бассейны, испытали деформацию и последовавшую за этим эрозию. На дислоцированном и эродированном основании в средней и поздней юре была заложена и сформирована система Горно-Крымских суббассейнов. В их выполнении доминировал обломочный материал местного происхождения. Кроме того, в породах средней и верхней юры Горного Крыма выявлены зерна циркона пермско-триасового возраста. Это означает, что в средней юре появились новые источники обломочного материала, поступавшего в Позднетаврический бассейн. Ими могли быть известные пермо-триасовые кристаллические комплексы Добруджи и Балкан, а также гранитоидные комплексы гипотетической триасовой субдукционной зоны. В поздней юре к югу от современного Горного Крыма произошла активизация процессов общего регионального прогибания и растяжения коры, завершившихся впоследствии формированием впадины Черного моря. Поэтому основной седиментационный поток в это время был с поднятия Добруджа-Крым, поступление материала из Понтид было второстепенным и могло осуществляться лишь за счет вдольберегового разноса.

Источники финансирования. Исследования выполнены в соответствии с государственным заданием ГИН РАН и ИФЗ РАН. Полевые работы и изотопные анализы проведены при финансовой поддержке РФФИ (№ 19-05-00284). Сбор и анализ данных по Черноморско-Балканско-Анатолийскому региону проведены при финансовой поддержке мегагранта МОН РФ № 075-15-2019-1883 (Орогенез: образование и рост континентов и суперконтинентов). Обработка первичных результатов изотопных анализов, а также подготовка публикации проведены в рамках исследовательской программы Инженерной академии РУНД при поддержке Программы РУДН “5-100” (получатель Н.Б. Кузнецов).

Список литературы

  1. Алексеев А.С., Кузьмичева Е.И., Чернов В.Г. Первые находки позднетриасовых гидроидов в Горном Крыму // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 1989. № 1. С. 45‒51.

  2. Аркадьев В.В. Новая биостратиграфическая схема титона–берриаса Восточного Крыма // Вестн. СПбГУ. Сер. 7. 2004. Вып. 4. С. 36–44.

  3. Аркадьев В.В., Федорова А.А. Новые данные о возрасте таврической серии в бассейне р. Бодрак (Юго-Западный Крым) // Труды Крымской академии наук. Симферополь: ИТ “Ариал”, 2018. С. 43–49.

  4. Астахова Т.В., Богаец А.Т., Гуревич К.Я., Дулуб В.Г., Новик Н.Н., Плохотный Л.Г., Слюсарь Б.С. Триасовая система // Геология шельфа УССР. Стратиграфия (шельф и побережья Черного моря). Гл. ред. Шнюков Е.Ф. Киев: Наукова Думка, 1984. С. 34–41.

  5. Барабошкин Е.Ю., Дегтярев К.Е. Псефиты таврической серии (район среднего течения р. Бодрак) // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 1988. № 4. С. 79–82.

  6. Барабошкин Е.Ю., Пискунов В.К. Строение и условия формирования верхнеюрских отложений района г. Пакхал-Кая (Крым) // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 2010. № 1. С. 17‒25.

  7. Бархатов Б.П. О соотношении между таврической и эскиординской свитами Горного Крыма // Вестн. Ленинградского ун-та. 1955. № 7. С. 123–135.

  8. Геология СССР. Том 8. Крым. Ред. Муратов М.В. М.: Недра, 1969. 575 с.

  9. Густомесов В.А. Заметки о юрских и нижнемеловых белемнитах Бахчисарайского района Крыма // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1967. Т. 42. № 3. С. 120–134.

  10. Заика-Новацкий В.С., Соловьев И.В. Эскиординский микстит Крымского предгорья // Вiсник Київського Унiверситету. 1988. Сер. геологii. № 7. С. 30–37.

  11. Казакова В.П. К стратиграфии нижнеюрских отложений бассейна р. Бодрак (Крым) // Бюлл. МОИП. 1962. Т. XXXVII(4). С. 36–50.

  12. Короновский Н.В., Милеев В.С. О соотношении отложений таврической серии и эскиординской свиты в долине р. Бодрак (Горный Крым) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 1974. № 1. С. 80–87.

  13. Лысенко В.И. Лавовые палеопотоки триасового вулканизма в юго-западной части Горного Крыма // Ученые записки Крымского федерального университета им. В.И. Вернадского. География. Геология. 2019а. Т. 5(71). № 3. С. 306–325.

  14. Лысенко В.И. Лавовые палеопотоки триасового вулканизма в юго-западной части Горного Крыма // Ученые записки Крымского федерального университета им. В.И. Вернадского. География. Геология. 2019б. Т. 5(71). № 4. С. 230–253.

  15. Мазарович О.А., Милеев В.С. (Ред.). Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма. Стратиграфия мезозоя. М.: Изд-во МГУ, 1989. 168 с.

  16. Милеев В.С., Барабошкин Е.Ю., Розанов С.Б., Рогов М.А. Киммерийская и альпийская тектоника Горного Крыма // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2006. Т. 81. Вып. 3. С. 22–33.

  17. Морозова Е.Б., Сергеев С.А., Савельев А.Д. Меловые и юрские интрузии Горного Крыма: первые данные U‒Pb (SIMS SHRIMP)-датирования // Докл. АН. 2017. Т. 474. № 1. С. 66‒72.

  18. Муратов М.В. О стратиграфии триасовых и нижнеюрских отложений Крыма // Изв. вузов. Геология и разведка. 1959. № 11. С. 31–41.

  19. Муратов М.В., Снегирева О.В., Успенская Е.А. Средиземноморский геосинклинальный пояс. Крымско-Кавказская область. Крым // Стратиграфия СССР. Юрская система. Ред. Крымгольц Г.Я. М.: Недра, 1972. С. 143–154.

  20. Найдин Д.П. Новые находки нижнеюрских белемнитов в таврической серии Крыма // Вестн. Моск. ун-та. 1964. № 6. С. 67–69.

  21. Никишин А.М., Алексеев А.С., Барабошкин Е.Ю., Болотов С.Н., Копаевич Л.Ф., Никитин М.Ю., Панов Д.И., Фокин П.А., Габдуллин Р.Р., Гаврилов Ю.О. Геологическая история Бахчисарайского района Крыма (учебное пособие по Крымской практике). М.: Изд-во МГУ, 2006. 60 с.

  22. Никишин А.М., Махатадзе Г.В., Габдуллин Р.Р., Худолей А.К., Рубцова Е.В. Битакские конгломераты как ключ для понимания среднеюрской геологической истории Крыма // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 2016. № 6. С. 20‒27.

  23. Никишин А.М., Романюк T.В., Московский Д.В., Кузнецов Н.Б., Колесникова A.A., Дубенский А.С., Шешуков В.С., Ляпунов С.М. Верхнетриасовые толщи Горного Крыма: первые результаты U–Pb датирования детритовых цирконов // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 2020. № 2. С. 18–33.

  24. Панов Д.И. Стратиграфия триасовых и нижне-среднеюрских отложений Лозовской зоны Горного Крыма // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2002. Т. 77. Вып. 2. С. 13–25.

  25. Панов Д.И., Бурканов Е.И., Гайдук В.В., Илькевич Д.Г. Новые данные по геологии триасовых и нижнеюрских отложений в междуречье Марты и Бодрака (юго-западная часть Горного Крыма) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 1978. № 1. С. 47–55.

  26. Панов Д.И., Болотов С.Н., Косоруков В.Л., Камзолкин В.А., Пикулик Е.А., Шиханов С.Е. Стратиграфия и структура таврической серии (верхний триас–лейас) Качинского поднятия Юго-Западного Крыма // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2009. № 5(84). С. 52–73.

  27. Промыслова М.Ю., Демина Л.И., Бычков А.Ю., Гущин А.И., Короновский Н.В., Царев В.В. Офиолитовая ассоциация района мыса Фиолент (юго-западный Крым) // Геотектоника. 2016. № 1. С. 25–40.

  28. Романюк Т.В., Кузнецов Н.Б., Белоусова Е.А., Горожанин В.М., Горожанина Е.Н. Палеотектонические и палеогеографические обстановки накопления нижнерифейской айской свиты Башкирского поднятия (Южный Урал) на основе изучения детритовых цирконов методом “TerraneChrone®” // Геодинамика и тектонофизика. 2018. № 1. С. 1–37.

  29. Романюк Т.В., Кузнецов Н.Б., Рудько С.В., Колесникова А.А., Московский Д.В., Дубенский А.С., Шешуков В.С., Ляпунов С.М. Изотопно-геохимические характеристики каменноугольно-триасового магматизма в Причерноморье по результатам изучения зерен детритового циркона из юрских грубообломочных толщ Горного Крыма // Геодинамика и тектонофизика. 2020. Т. 11. № 3. С. 453–473.

  30. Рудько С.В. Обстановки накопления верхнеюрских отложений Байдарской котловины и эволюция Крымской карбонатной платформы // Литология и полезн. ископаемые. 2018. № 4. С. 337–354.

  31. Рудько С.В., Кузнецов Н.Б., Белоусова Е.А., Романюк Т.В. Возраст, Hf-изотопная систематика детритовых цирконов и источник сноса конгломератов г. Южная Демерджи, Горный Крым // Геотектоника. 2019. № 5. С. 36–61.

  32. Славин В.И. Геологическая история Крымского полуострова в триасовом периоде // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1986. Т. 61. № 6. С. 46–50.

  33. Спиридонов Э.М., Федоров Т.О., Ряховский В.М. Магматические образования Горного Крыма. Статья 1 // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1990. Т. 65. Вып. 4. С. 119–133.

  34. Стафеев А.Н., Суханова Т.В., Латышева И.В., Косоруков В.Л., Ростовцева Ю.И., Смирнова С.Б. Новые данные о геологии Лозовской зоны (поздний триас–средняя юра) Горного Крыма // Вестн. Московского ун-та. Сер. 4. Геология. 2015. № 5. С. 21–33.

  35. Туров А.В., Комаров В.Н., Андрухович А.О., Шаройко Ю.А. О новых находках нижнеюрских аммонитов в восточной части Бахчисарайского района Крыма // Изв. вузов. Геология и разведка. 2002. № 2. С. 23–28.

  36. Фиколина Л.А., Белецкий С.В., Белокрыс О.А., Деренюк Д.Н., Краснорудская С.И., Обшарская Н.Н., Король Б.И., Ивакин М.Н., Шевчук Н.В., Дяченко Л.Н., Аверина В.Н., Пересадько И.Н., Пупышева В.Г., Севастьянова В.П. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 1 000 000. Третье поколение. Серия Скифская. Лист L-36 – Симферополь. Объяснительная записка. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2019. 979 с.

  37. Фролова Н.С., Спиридонов А.В., Гуал Перес Х., Перепечина О.В. Подводно-оползневая складчатость в таврической серии (Горный Крым) // Вестн. Московского ун-та. Сер. 4. Геология. 2014. № 6. С. 82–85.

  38. Шванов Н.Н. Литостратиграфия и структура таврической свиты в бассейне р. Бодрак в Крыму // Вестн. Ленинградского ун-та. Сер. геология и география. 1966. Вып. 1. С. 153–156.

  39. Юдин В.В., Ремизов Д.Н., Аркадьев В.В., Юровский Ю.Г. Зарубежные “открытия” в геологии Крыма // Региональная геология и металлогения. 2016. № 68. С. 73–81.

  40. Янин Б.Т. Новые данные о геологическом строении Бахчисарайского района Крыма // Вестн. МГУ. 1976. № 5. С. 41–49.

  41. Andersen T. Correction of common lead in U–Pb analyses that do not report 204Pb // Chem. Geol. 2002. V. 192. P. 59–79.

  42. Arkadiev V., Guzhikov A., Baraboshkin E., Savelieva J., Feodorova A., Shurekova O., Platonov E., Manikin A. Biostratigraphy and magnetostratigraphy of the upper Tithonian–Berriasian of the Crimean Mountains // Cretaceous Res. 2018. V. 87. P. 5–41.

  43. Elhlou S., Belousova E.A., Griffin W.L., Pearson N.J., O’Reily S.Y. Trace element and isotopic composition of GJ-red zircon standard by laser ablation // Geochm. Cosmochim. Acta. 2006. V. 70. № 18. P. A158.

  44. Genc S.C. A Triassic large igneous province in the Pontides, northern Turkey: geochemical data for its tectonic setting // J. Asian Earth Sci. 2004. V. 22. P. 503–516.

  45. Georgiev S., von Quadt A., Heinrich C.A., Peytcheva I., Marchev P. Time evolution of a rifted continental arc: integrated ID-TIMS and LAICPMS study of magmatic zircons from the Eastern Srednogorie, Bulgaria // Lithos. 2012. V. 154. P. 53–67.

  46. Griffin W.L., Powell W.J., Pearson N.J., O’Reilly S.Y. GLITTER: data reduction software for laser ablation ICP-MS // Laser ablation ICP-MS in the Earth sciences: current practices and outstanding issues. Ed. Sylvester P.J. Mineral. Assoc. Can. Short Course. 2008. V. 40. P. 308–311.

  47. Guynn J., Gehrels G.E. Comparison of detrital zircon age distributions in the K-S test. Tucson: University of Arizona, Arizona LaserChron Center, 2010. 16 p.

  48. International Chronostratigraphic Chart. Intern. Commis. on Stratigraphy. 2020 (http://www.stratigraphy.org/ICSchart/ ChronostratChart2020-01.pdf).

  49. Horstwood M.S.A., Kosler J., Gehrels G., Jackson S.E., McLean N.M., Paton Ch., Pearson N.J., Sircombe K., Sylvester P., Vermeesch P., Bowring J.F., Condon D.J., Schoene B. Community-derived standards for LA-ICP-MS U–(Th–)Pb geochronology – uncertainty propagation, age interpretation and data reporting // Geostandards Geoanalytical Res. 2016. V. 40. № 1. P. 311–332.

  50. Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U–Pb zircon geochronology // Chem. Geol. 2004. V. 211. P. 47–69.

  51. Kaygusuz A., Arslan M., Sipahi F., Temizel I. U–Pb zircon chronology and petrogenesis of Carboniferous plutons in the northern part of the Eastern Pontides, NE Turkey: constraints for Paleozoic magmatism and geodynamic evolution // Gondwana Res. 2016. V. 39. P. 327–346.

  52. Kuznetsov N.B., Belousova E.A., Griffin W.L., O’Reilly S.Y., Romanyuk T.V., Rud’ko S.V. Pre-Mesozoic Crimea as a continuation of the Dobrogea platform: insights from detrital zircons in Upper Jurassic conglomerates, Mountainous Crimea // Intern. J. Earth Sci. 2019. V. 108. № 7. P. 2407–2428.

  53. Ludwig K.R. User’s manual for Isoplot 3.75. A geochronological toolkit for Microsoft Excel // Berkeley Geochronology Center. Sp. Publ. 2012. № 5. 75 p.

  54. Mayringer F., Treloar P.J., Gerdes A., Finger F., Shengella D. New age data from the Dzirula massif, Georgia: implications for the evolution of the Caucasian Variscides // Am. J. Sci. 2011. V. 311. P. 404–441.

  55. Meinhold G., Kostopoulos D., Frei D., Himmerkus F., Reischmann T. U–Pb LA-SF-ICP-MS zircon geochronology of the Serbo-Macedonian Massif, Greece: palaeotectonic constraints for Gondwana-derived terranes in the Eastern Mediterranean // Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch). 2010. V. 99. № 4. P. 813–832.

  56. Nikishin A.M., Okay A., Tuysuz O., Demirer A., Wannier M., Amelin N., Petrov E. The Black Sea basins structure and history: new model based on new deep penetration regional seismic data. Part 1: Basins structure and fill // Marine Petrol. Geol. 2015a. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2014.08.017

  57. Nikishin A.M., Okay A., Tuysuz O., Demirer A., Wannier M., Amelin N., Petrov E. The Black Sea basins structure and history: new model based on new deep penetration regional seismic data. Part 2: Tectonic history and paleogeography // Marine Petrol. Geol. 2015b. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2014.08.018

  58. Nikishin A.M., Wannier M., Alekseev A.S., Almendinger O.A., Fokin P.A., Gabdullin R.R., Khudoley A.K., Kopaevich L.F., Mityukov A.V., Petrov E.I., Rubsova E.V. Mesozoic to recent geological history of southern Crimea and the Eastern Black Sea region. Tectonic Evolution of the Eastern Black Sea and Caucasus // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2015c. V. 428. https://doi.org/10.1144/SP428.1

  59. Okay A.I., Nikishin A.M. Tectonic evolution of the southern margin of Laurasia in the Black Sea region // Int. Geol. Rev. 2015. V. 57. № 5–8. P. 1051–1076. https://doi.org/10.1080/00206814.2015.1010609

  60. Okay A., Topuz G. Variscan orogeny in the Black Sea region // Int. J. Earth Sci. 2016. December. https://doi.org/10.1007/s00531-016-1395-z

  61. Peytcheva I., Tacheva E., von Quadt A., Nedialkov R. U–Pb zircon and titanite ages and Sr–Nd–Hf isotope constraints on the timing and evolution of the Petrohan-Mezdreya pluton (Western Balkan Mts, Bulgaria) // Geologica Balcanica. 2018. V. 47. № 2. P. 25–46.

  62. Popov D.V., Brovchenk V.D., Nekrylov N.A., Plechov P.Yu., Spikings R.A., Tyutyunnik O.A., Krigman L.V., Anosova M.O., Kostitsyn Y.A., Soloviev A. Removing a mask of alteration: geochemistry and age of the Karadag volcanic sequence in SE Crimea // Lithos. 2019. V. 324. P. 371–384. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2018.11.024

  63. Savu H. The North Dobrogea granite province: petrology and origin of its rocks // Rev. Roum. Géologie. 2012. V. 56. № 1–2. P. 3–15.

  64. Sayit K., Goncuoglu M.C., Furman T. Petrological reconstruction of Triassic seamounts/oceanic islands within the Palaeotethys: geochemical implications from the Karakaya subduction/accretion Complex, Northern Turkey // Lithos. 2010. V. 119. P. 501–511.

  65. Sheremet Ye., Sosson M., Muller C., Gintov O., Murovskaya A., Yegorova T. Key problems of stratigraphy in the Eastern Crimea Peninsula: some insights from new dating and structural data // Tectonic Evolution of the Eastern Black Sea and Caucasus. Eds. Sosson M., Stephenson R.A., Adamia S.A. Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2016. V. 428. https://doi.org/10.1144/SP428.14

  66. Sláma J., Košler J., Condon D.J., Crowley J.L., Gerdes A., Hanchar J.M., Horstwood M.S.A., Morris G.A., Nasdala L., Norberg N., Schaltegger U., Schoene B., Tubrett M.N., Whitehouse M.J. Plešovice zircon – A new natural reference material for U–Pb and Hf isotopic microanalysis // Chem. Geol. 2008. V. 249. P. 1–35.

  67. Sunal G., Satir M., Natal’in B., Toraman E. Paleotectonic position of the Strandja Massif and surrounding continental blocks based on zircon Pb–Pb age studies // Int. Geol. Rev. 2008. V. 50. P. 519–545.

  68. Tikhomirov P.L., Chalot-Prat F., Nazarevich B.P. Triassic volcanism in the Eastern Fore-Caucasus: evolution and geodynamic interpretation // Tectonophysics. 2004. V. 381. P. 119–142.

  69. Ustaomer P.A., Ustaomer T., Robertson A.H.F. Ion Probe U‒Pb dating of the Central Sakarya basement: a peri-Gondwana terrane intruded by late Lower Carboniferous subduction/collision related granitic rocks // Turkish J. Earth Sci. Black Sea Spec. Iss. 2012. V. 21. P. 905–932.

  70. Ustaomer P.A., Ustaomer T., Robertson A.H.F., Gerdes A. Implications of U–Pb and Lu–Hf isotopic analysis of detrital zircons for the depositional age, provenance and tectonic setting of the Permian–Triassic Palaeotethyan Karakaya Complex, NW Turkey // Int. J. Earth Sci. 2016. V. 105. P. 7–38.

  71. Wiedenbeck M., Allen P., Corfu F., Griffin W.L., Meier M., Oberli F., Vonquadt A., Roddick J.C., Speigel W. Three natural zircon standards for U–Th–Pb, Lu–Hf, trace-element and REE analyses // Geostand. Newsl. 1995. V. 19. P. 1–23.

  72. Wiedenbeck M., Hanchar J.M., Peck W.H., Sylvester P., Valley J., Whitehouse M., Kronz A., Morishita Y., Nasdala L., Fiebig J., Franchi I., Girard J.P., Greenwood R.C., Hinton R., Kita N., Mason P.R.D., Norman M., Ogasawara M., Piccoli R., Rhede D., Satoh H., Schulz-Dobrick B., Skar O., Spicuzza M.J., Terada K., Tindle A., Togashi S., Vennemann T., Xie Q., Zheng Y.F. Further characterization of the 91500 zircon crystal // Geostandards Geoanalytical Res. 2004. V. 28. P. 9–39.

  73. Yuan H.-L., Gao S., Dai M.-N., Zong C.-L., Gunther D., Fontaine G.H., Liu X.-M., Diwu C.-R. Simultaneous determinations of U–Pb age, Hf isotopes and trace element compositions of zircon by excimer laser-ablation quadrupole and multiple-collector ICP-MS // Chem. Geol. 2008. V. 247. P. 100–118.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Стратиграфия. Геологическая корреляция

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал