Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2022, T. 30, № 6, стр. 46-66

ВВЕДЕНИЕ

Отложения валанжина широко распространены в Юго-Западном и Центральном Крыму. Среди многочисленных исследований, посвященных отдельным группам фауны этого стратиграфического интервала, его фациальному анализу и реконструкции истории развития региона в валанжинском веке, необходимо отметить работы Н.И. Каракаша (Каракаш, 1907), М.С. Эристави (1957), М.В. Муратова (1960), В.В. Друщица (1960), Г.А. Лычагина (1969), Т.Н. Горбачик (Горбачик и др., 1975), Б.Т. Янина (Янин, Вишневский, 1989; Янин, 1997).

В 1984 г. опубликована Региональная стратиграфическая схема меловых отложений северо-западных побережий и шельфа Черного моря (Астахова и др., 1984). В ней приведены характеристики местных стратонов валанжина, сопоставленных по фауне с ярусами и подъярусами Общей стратиграфической шкалы, но горизонты для нижнего мела не выделены. Стратиграфическую схему нижнемеловых отложений для Юго-Западного Крыма доработал Б.Т. Янин (Янин, 1997). Е.Ю. Барабошкин выполнил описание наиболее представительных обнажений валанжина и ревизию найденных в них аммонитов, что позволило обосновать возраст местных стратонов и существенно уточнить корреляцию разрезов (Барабошкин, 1997а, 1997б; Барабошкин, Янин, 1997; Baraboshkin, Mikhailova, 2000; Смирнова, Барабошкин, 2004).

Недавно несколько разрезов верхней юры и один разрез верхнего мела Юго-Западного Крыма получили С- и Sr-изотопную хемостратиграфическую характеристику, которая показала хорошие перспективы для уточнения возраста и корреляции карбонатных отложений (Рудько и др., 2014, 2017; Гужиков и др., 2021).

С 1950-х гг. доминирует мнение о том, что в валанжине море открывалось на юг¹¹, а суша располагалась на севере (Эристави, 1957; Муратов, 1960). А.М. Никишин с соавторами считают, что в это время сформировался рифт, ось которого проходила по линии Верхоречье–Мазанка–Белогорск (Никишин и др., 2009). Его южное плечо, образованное складчатыми сооружениями Горного Крыма, было крутым, а северное пологим. Раннемеловые отложения Юго-Западного и Центрального Крыма накапливались на пологом плече прогиба, северная периферия которого представляла собой аллювиально-дельтовую равнину – область формирования мазанской свиты (Барабошкин, Янин, 1997; Горбенко, 2011). Е.Ю. Барабошкин полагает, что южная суша, существовавшая еще в берриасе, в начале валанжина была эродирована и основной снос терригенного материала осуществлялся с возвышенности Центрального Крыма (Барабошкин, 2005). Другие исследователи (Пчелинцев, 1966; Лычагин, 1969) считали, что основным источником терригенного материала для раннемелового бассейна осадконакопления было расположенное на юге киммерийское сооружение Горного Крыма. Исследования разрезов валанжина и готерива в бассейне р. Бодрак (Юго-Западный Крым) показали, что образующие их отложения накапливались в мелководной части моря, омывавшего расположенную на юго-востоке сушу, являвшуюся основным источником терригенного материала (Шишлов и др., 2019, 2020).

В настоящей статье представлена реконструкция эволюции обстановок осадконакопления в палеобассейне, выполненная на основе фациального анализа наиболее представительных разрезов валанжина Юго-Западного и Центрального Крыма, при корреляции которых, кроме палеонтологических данных, использованы методы циклостратиграфии и секвентной стратиграфии. Впервые изучен изотопный состав стронция в пилотной коллекции карбонатных пород раннего мела Центрального Крыма. На основе метода Sr-изотопной стратиграфии (SIS) сделана попытка уточнить возраст зеленогорской толщи в долине р. Бештерек и оценить потенциал метода SIS для датирования карбонатных пород валанжина.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В основу работы положены материалы, собранные авторами в 2015–2020 гг. при послойном описании обнажений валанжина Юго-Западного и Центрального Крыма (рис. 1). Их существенно дополняют опубликованные ранее результаты изучения разрезов Сбросового лога (Янин, Вишневский, 1989; Аркадьев, 1997; Барабошкин, Янин, 1997), оврага Кояс-Джилга (Барабошкин, 1997б; Никитин, Болотов, 2006), гор Резаная и Белая (Барабошкин, Янин, 1997; Барабошкин и др., 2016), г. Длинная (Барабошкин, Янин, 1997), Зуйского карьера (Барабошкин, Янин, 1997) и долины р. Бештерек (Лысенко, Янин, 1979). Кроме того, для обоснования конфигурации палеобассейна использованы обнажения, в которых отложения валанжина отсутствуют и этому стратиграфическому интервалу соответствует несогласие (рис. 1).

Рис. 1.

Расположение разрезов и их номера. 1 – обнажения валанжина, 2 – разрезы, в которых отложения валанжина отсутствуют. I – с. Новобобровка (Астахова и др., 1984), II – Сбросовый лог (материалы авторов; Янин, Вишневский, 1989; Аркадьев, 1997; Барабошкин, Янин, 1997), III – г. Резаная, г. Белая (материалы авторов; Барабошкин, Янин, 1997; Барабошкин и др., 2016), IV – овраг Кояс-Джилга (материалы авторов; Барабошкин, 1997б; Никитин, Болотов, 2006; Барабошкин и др., 2016); V – г. Длинная (материалы авторов; Барабошкин, Янин, 1997), VI – г. Патиль (материалы авторов), VII – г. Лесистая (материалы авторов), VIII – с. Мраморное (Барабошкин, Янин, 1997), IX – с. Партизанское (материалы авторов), X – Курцовский карьер (материалы авторов), XI – Петропавловский карьер (материалы авторов), XII – с. Новоселовка (Тузяк, 2013), XIII – с. Новофедоровка (Тузяк, 2013), XIV – долина р. Бештерек (материалы авторов; Лысенко, Янин, 1979), XV – Зуйский карьер, г. Кунич (материалы авторов; Барабошкин, Янин, 1997), XVI – с. Горлинка (Астахова и др., 1984). А–Б – линия литологических профилей.

Методической базой исследования стали теоретические положения и подходы фациального анализа, изложенные в многочисленных монографиях (например, Wilson, 1975; Hallam, 1981; Фролов, 1984; Алексеев, 2003; Цейслер, 2009; Flügel, 2010). Породы с близкими структурно-вещественными, текстурными и тафономическими признаками объединены в литологические комплексы, генетическая интерпретация которых опирается на работы (Irwin, 1965; Busch, 1974; Deltas…, 1975; Reineck, Singh, 1975; Selley, 1985; Sedimentary…, 1986; Павлидис, Никифоров, 2007).

Структурно-вещественные характеристики осадочных пород уточнены по 60 шлифам, отобранным из исследованных авторами разрезов (рис. 1). Их описание и фотографирование выполнено на микроскопе Leica DM4500 P с микропозиционным столиком (оборудование Научного парка СПбГУ). Количество и гранулометрический состав нерастворимого остатка определены в 15 образцах.

Отправной точкой представленной в настоящей статье региональной корреляции разрезов (рис. 2) стала зональная шкала нижнего мела Юго-Западного и Центрального Крыма по аммонитам (Барабошкин, 1997а, 1997б; Барабошкин, Янин, 1997; Барабошкин и др., 2016). В ней выделены зона Thurmanniceras otopeta, в настоящее время относящаяся к верхнему берриасу (Грищенко и др., 2018; Reboulet et al., 2018), зоны Thurmanniceras pertransiens, Campylotoxia campylotoxa нижнего валанжина, Saynoceras verrucosum, Himantoceras trinodosum, Teschenites callidiscus, Eleniceras tauricum верхнего валанжина и Leopoldia desmoceroides, Crioceratites loryi, Lyticoceras nodosoplicatum нижнего готерива. Привязка к этим подразделениям осуществлена благодаря идентификации пачек, выделенных ранее в обнажениях Сбросового лога, гор Резаная и Белая, г. Длинная, Зуйского карьера (Барабошкин, Янин, 1997).

Рис. 2.

Схема корреляции наиболее представительных разрезов валанжинского яруса. 1–3 – горные породы: 1 – песчаники, 2 – известняки, 3 – алевриты и глины; 4–6 – примеси: 4 – глинистость, 5 – песчанистость, 6 – известковистость; 7–13 – включения и новообразования: 7 – экстракластовые гравий и гальки (преимущественно кварц и кварцит), 8 – интракластовые гравий и гальки (преимущественно известняки и песчаники), 9 – ооиды, 10 – зерна фосфатов, 11 – кальцитовые конкреции, 12 – обломки, пропитанные и окруженные оксидами железа, 13 – ожелезнение пород; 14 – ихнофоссилии; 15–29 – органические остатки: 15 – серпулы, 16 – бентосные фораминиферы, 17 – двустворчатые моллюски, 18 – гастроподы, 19 – аммониты, 20 – белемниты, 21 – брахиоподы, 22 – мшанки, 23 – одиночные кораллы, 24 – колониальные кораллы; 25 – морские ежи, 26 – криноидеи, 27 – рыбы, 28 – водоросли, 29 – наземные растения; 30–33 – литологические комплексы: 30 – глины глубоководья, 31 – известняки мелководья, 32 – песчаники мелководья, 33 – песчаники и конгломераты дельты; 34 – несогласие; 35 – изменения уровня моря; 36 – регрессивный максимум; 37 – трансгрессивный максимум; 38 – трансгрессивно-регрессивные циклотемы и их номера; 39, 40 – образцы для Sr-изотопного изучения: 39 – оолитовые известняки, 40 – жильный кальцит. Зоны по аммонитам: K₁b₃o – Thurmanniceras otopeta, K₁v₁р – Thurmanniceras pertransiens, K₁v₁c – Campylotoxia campylotoxa, K₁v₂v – Saynoceras verrucosum, K₁v₂tr – Himantoceras trinodosum, K₁v₂cl – Teschenites callidiscus, K₁v₂t – Eleniceras tauricum, K₁g₁d – Leopoldia desmoceroides, K₁g₁n – Lyticoceras nodosoplicatum. Индексы с вопросами – положение зон предполагается. Нумерация пачек по (Барабошкин, 1997а, 1997б; Барабошкин, Янин, 1997).

В разрезах установлены местные стратоны Предгорной структурно-фациальной зоны (Государственная…, 2019): новобобровская толща валанжина–нижнего готерива (Астахова и др., 1984; Барабошкин, 2016) Байдарской подзоны; каратлыхская свита нижнего валанжина (Барабошкин, 1997а, 1997б; Барабошкин, Янин, 1997; Янин, 1997) и резанская свита верхнего валанжина–нижнего готерива (Барабошкин, 1997а, 1997б; Барабошкин, Янин, 1997; Янин, 1997) Байдарской и Бельбекской подзон; зеленогорская толща нижнего валанжина и мазанская свита нижнего–верхнего валанжина (Барабошкин, Янин, 1997) Бештерек-Бурульчинской подзоны; горлинская толща валанжина Белогорско-Старокрымской подзоны (Астахова и др., 1984). В связи с тем, что в каратлыхской свите установлена (Барабошкин, 1997а, 1997б; Барабошкин, Янин, 1997), а в зеленогорской толще предполагается зона Thurmanniceras otopeta, их теперь следует сопоставлять с верхним берриасом–нижним валанжином. Стратиграфические объемы каратлыхской и резанской свит несколько изменены, поскольку их границу в разрезе гор Резаная и Белая мы провели по несогласию между нижним и верхним валанжином (подошва II пачки; Барабошкин, Янин, 1997).

Для уточнения возраста верхней части зеленогорской толщи в бассейне р. Бештерек (пачки 16, 17 по: Лысенко, Янин, 1979) привлечен метод Sr-изотопной стратиграфии (SIS), который опирается на вариации значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в карбонатных осадках в геологическом прошлом (McArthur et al., 2012; Wierzbowski et al., 2017; Kuznetsov et al., 2017; Кузнецов и др., 2018; Zakharov et al., 2021). Он пригоден для корреляции и оценки возраста карбонатных отложений открыто-морских бассейнов. При этом степень сохранности изотопных систем оценивается на основании геохимического изучения (Кузнецов и др., 2006, 2008). Нами проведено изотопно-геохимическое исследование трех образцов оолитовых известняков и одного образца жильного кальцита, отобранных из двух верхних карбонатных слоев зеленогорской толщи (рис. 2) в точке с координатами 44°58′58.5′′ с.ш., 34°16′27.5′′ в.д., расположенной на северной окраине села Лесноселье.

Содержания Ca, Mg Mn, Fe и Sr определены в карбонатной части породы атомно-эмиссионным методом, после растворения истертого образца в 0.6N растворе HCl. Изотопный состав Sr измерен с использованием ступенчатого растворения (Кузнецов и др., 2008, 2017) на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI (ИГГД РАН, Санкт-Петербург). Среднее значение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в стандартном образце NIST SRM 987 составило 0.710252 ± 0.000009 (2σ_средн, n = 6).

Для дополнительного обоснования и уточнения корреляции использованы методы анализа седиментационной цикличности, описанные в монографии (Шишлов, 2010). При этом по вертикальным последовательностям литологических комплексов и особенностям их изменений выделены трансгрессивно-регрессивные интервалы разрезов – циклотемы. Их региональная корреляция позволила построить литологические профили, отражающие пространственно-временные изменения рассматриваемого стратиграфического интервала. Использование подходов секвентной стратиграфии (Дронов и др., 1998; Posamentier, Allen, 1999; Жемчугова, 2014) позволило установить секвенции (ограниченные несогласиями или коррелируемыми с ними поверхностями интервалы разрезов), их трансгрессивные системные тракты (TST), поверхности максимального затопления (MFS), тракты высокого стояния уровня моря (HST) и трансгрессивные поверхности (TS).

В результате получен комплексно обоснованный геохронологический каркас, создающий основу для реконструкции эволюции палеогеографической ситуации в пределах рассматриваемой площади.

При составлении палеогеографических схем для финальных этапов формирования TST и HST секвенций валанжина использована модель карбонатного рампа, которая предполагает деление слабо наклонной поверхности дна на три зоны: внутреннюю, расположенную выше базиса нормальных волн; среднюю – между базисами нормальных и штормовых волн; внешнюю – ниже базиса штормовых волн (Ahr, 1973; Wright, 1986; Burchette, Wright, 1992; Дронов и др., 1998; Жемчугова, 2014).

ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ПОРОД И ИХ ГЕНЕТИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ

В рассматриваемых разрезах установлено 4 относительно однородных по структурно-вещественным и текстурным особенностям литологических комплекса пород (рис. 2), каждый из которых формировался в пределах единой, по условиям осадконакопления, области палеобассейна. Это глины глубоководья, известняки мелководья, песчаники мелководья, песчаники и конгломераты дельты.

Глины глубоководья известковистые, часто алевритистые, серые и темно-серые, массивные или с неотчетливой горизонтальной слойчатостью²², намечаемой изменениями концентрации примесей алевритовых частиц и кальцита. Породы содержат остатки фораминифер, белемнитов, аммонитов и аптихи (Астахова и др., 1984). Судя по алевропелитовой структуре и горизонтальной слойчатости, эти осадки накапливались ниже базиса волнений, в застойных условиях внешнего рампа. Отсутствие следов жизнедеятельности и единичные остатки бентоса – признак плохой аэрации придонных вод (Янин, 1983). При этом соленость бассейна была нормально-морской, необходимой для расселения стеногалинного нектона. Иногда в глинах присутствуют тонкие (до 10 см) линзовидные прослои песчаников тонкозернистых и известняков мелкодетритовых, песчанистых, светло-серых. Такие интервалы разрезов, по-видимому, формировались между базисами штормовых и нормальных волнений, в обстановках среднего рампа с изменчивой гидродинамикой.

Породами этого комплекса сложены новобобровская толща, типовой разрез которой находится вблизи с. Новобобровское, и верхняя часть горлинской толщи, представленной в разрезах у с. Горлинка (Астахова и др., 1984; Государственная…, 2019). В обнажениях зеленогорской толщи в долине р. Бештерек установлены известковистые глины, маркирующие максимум трансгрессии начала раннего валанжина (рис. 2). Подобные отложения образуют трансгрессивную пачку верхнего валанжина–нижнего готерива (рис. 2), залегающую на мазанской свите в обнажениях долины р. Бештерек и г. Кунич (Барабошкин, Янин, 1997).

Известняки мелководья (пакстоуны, грейнстоуны и рудстоуны) песчаные, реже песчанистые (кварц-силикатных зерен от 10 до 40%), светло-бурые, с косой разнонаправленной слойчатостью, намечаемой ориентировкой уплощенных обломков, и подчеркнутой плитчатой отдельностью (рис. 3). Цемент кальцитовый спаритовый, реже микритовый, поровый, участками базальный.

Рис. 3.

Известняки мелководья в обнажениях (слева) и шлифах, николи скрещены (справа). (а, б) – рудстоуны лито-биокластовые песчаные, с гравием и галькой кварца и кварцитов, каратлыхская свита, Сбросовый лог; (в, г) – грейнстоуны лито-биокластовые песчаные, каратлыхская свита, овраг Кояс-Джилга; (д, е) – рудстоуны лито-биокласто-оолитовые песчанистые, зеленогорская толща, долина р. Бештерек. Q – кварц, Qtz – кварциты, Fsp – полевые шпаты, Fe – пленки оксидов железа, bc – биокласты, Lm – литокласты известняков, Sn – литокласты песчаников, cr – кортоиды, oo – ооиды.

Формирование таких отложений происходило выше базиса нормальных волнений на мелководье внутреннего рампа с высокой гидродинамикой (псефитовая и псаммитовая структуры, косая разнонаправленная слойчатость) и нормальной соленостью (многочисленные остатки морской стеногалинной фауны). Основной причиной дефицита терригенного материала, по-видимому, являлись трансгрессии, приводившие к уменьшению объема твердого стока с суши (Wilson, 1975; Posamentier, Allen, 1999).

Для каратлыхской свиты в обнажениях Сбросового лога, оврага Кояс-Джилга и г. Длинная (рис. 2) типичны лито-биокластовые рудстоуны, образованные фрагментами двустворок, брахиопод, мшанок, морских ежей, серпулидами, члениками криноидей, раковинами бентосных фораминифер, окатанными обломками микритовых глинистых и песчанистых известняков, единичными кортоидами и ооидами. Присутствуют зерна фосфатов, разнонаправленные ходы илоедов, остатки водорослей, одиночных и колониальных кораллов, раковины гастропод и аммонитов, зубы хрящевых рыб Heterodontus sp. и Strophodus sp. Песчаные зерна размером от 0.05 до 2.0 мм плохо сортированы. Это обломки кварца и кварцитов, реже халцедона, полевых шпатов, слюдистых сланцев, основных эффузивов, чешуйки слюды. Характерны гравий и мелкая галька кварца и кварцитов, которые особенно многочисленны в известняках каратлыхской свиты Сбросового лога (рис. 2) и образуют здесь линзовидные скопления (рис. 3а, 3б). Обломки часто пропитаны оксидами железа и окружены их тонкими пленками (рис. 3б, 3е). Рудстоуны зеленогорской толщи в долине р. Бештерек (рис. 2) отличаются пониженным содержанием терригенной примеси (от 10 до 25%) и высокой долей кальцитовых ооидов размером от 0.25 до 0.5 мм (рис. 3д, 3е). Последние имеют преимущественно концентрическую, реже радиально-лучистую структуру и содержат в центральной части обломки кварца, микрокварцитов, раковины фораминифер, мелкий детрит двустворок. Такие известняки с псефитовой структурой можно отнести к стандартным микрофациям СМФ 14, 15 (Wilson, 1975; Flügel, 2010) и считать, что они накапливались у уреза воды во время трансгрессий при затоплении морем низменных участков суши. Присутствующие в них обломки, обогащенные оксидами железа, вероятно, мобилизованы в результате размыва прибрежных латеритных кор выветривания (Павлидис, Никифоров, 2007), признаки которых мы наблюдали в разрезе Сбросового лога. Здесь у кровли подстилающих каратлыхскую свиту кварцевых конгломератов албатской толщи берриаса (рис. 2) присутствуют обильные выделения гематита, заполняющие трещины в гальках и промежутки между ними.

Высокое содержание ооидов свидетельствует о многократном перераспределении материала волнениями при низкой скорости седиментации (Flügel, 2010). Обнаруженные здесь зубы хрящевых рыб принадлежат придонным формам, питавшимся моллюсками. Отметим, что современные Heterodontus встречаются практически во всех океанах и, в зависимости от вида, обитают на глубинах от 15 до 280 м.

В верхней части каратлыхской свиты (обнажения оврага Кояс-Джилга, г. Длинная) и в резанской свите (обнажения гор Резаная и Белая, оврага Кояс-Джилга) (рис. 2) установлены грейнстоуны и пакстоуны (рис. 3в, 3г) стандартных микрофаций СМФ 11, 12 (Wilson, 1975; Flügel, 2010). В течение трансгрессивных фаз седиментации они сменяли рудстоуны за счет увеличения глубины, снижавшей придонную гидродинамику. Во время регрессий их формирование происходило только в дистальных частях внутреннего рампа, там, где дефицит терригенного материала возникал из-за значительного расстояния до источника сноса (Wilson, 1975).

Песчаники мелководья от мелко- до грубозернистых, средне- и плохосортированные, полевошпатово-кварцевые, известковые (карбонатного материала 40–45%), желтовато-бурые, с плоскопараллельной и косой разнонаправленной слойчатостью (рис. 4). Доминируют зерна кварца и полевых шпатов (рис. 4б, 4г, 4е). Второстепенную роль играют обломки кварцитов, халцедона, основных эффузивов, слюдистых сланцев, аргиллитов, песчаников, известняков, чешуйки слюды. Присутствуют гравий и галька кварца, кварцитов, аргиллитов, песчаников (рис. 4), ооиды гидроокислов железа с концентрической структурой. В центральной части последних локализуются кремниевые сферы (возможно, радиолярии), зерна кварца и халцедона. Характерны разнонаправленные ходы илоедов, фрагменты брахиопод, двустворок (рис. 4а, 4д), морских ежей, криноидей, мшанок, одиночных кораллов, водорослей, серпулиды, раковины гастропод и аммонитов, ростры белемнитов, зубы хрящевых рыб Strophodus sp., ?Synechodus sp., Sphenodus sp., Orectolobidae gen. et sp. indet. и неопределимые микромерные зубы акул. Гравий, галька и органические остатки часто пропитаны оксидами железа и покрыты их тонкими пленками (рис. 4а, 4д). Цемент поровый, реже базальный, кальцитовый, преимущественно тонкокристаллический (рис. 4б, 4г, 4е), часто глинистый с выделениями оксидов железа и сульфидов.

Рис. 4.

Песчаники мелководья разнозернистые, известковые, с галькой, гравием и фрагментами морской фауны в обнажениях (слева) и шлифах, николи скрещены (справа). (а, б) – нижняя часть каратлыхской свиты, г. Резаная; (в, г) – приподошвенная часть каратлыхской свиты, г. Длинная; (д, е) – прикровельная часть мазанской свиты, долина р. Бештерек. Q – кварц, Qtz – кварциты, Fsp – полевые шпаты, Sn – гальки песчаников, Md – гальки аргиллитов, Fe – пленки оксидов железа, bc – биокласты.

Перечисленные признаки указывают на обилие терригенного материала в области осадконакопления и мелководные высокодинамичные условия седиментации в водах с нормальной морской соленостью. Эту интерпретацию подтверждает присутствие остатков типичных морских бентофагов Strophodus и Orectolobidae. При этом зубы Strophodus были описаны ранее из морских отложений, которые накапливались вблизи дельт крупных рек (Tabaste, 1963; Benton et al., 2000). Акулы Sphenodus, вероятно, были наиболее фациально независимыми формами, поскольку их остатки обнаружены во всех типах нижнемеловых отложений Крыма.

Песчаниками разнозернистыми (размер песчинок от 0.1 до 2 мм) сложен весь разрез каратлыхской свиты г. Резаная, приподошвенная часть каратлыхской свиты оврага Кояс-Джилга и г. Длинная, верхняя часть зеленогорской толщи в долине р. Бештерек, ряд интервалов мазанской свиты в долине р. Бештерек и Зуйском карьере (рис. 2). Здесь присутствуют гравий и галька кварца, кварцитов, эффузивов, аргиллитов, песчаников и известняков, которые часто образуют линзовидные скопления или тонкие (до 20 см) прослои. Характерную для этих песчаников плоскопараллельную (угол наклона слойков до 10°) слойчатость “пляжевого типа” (Reineck, Singh, 1975; Павлидис, Никифоров, 2007) намечают изменения гранулометрического состава, ориентировка уплощенных галек, обломков морского бентоса и углефицированных фрагментов наземных растений. Эти отложения, вероятно, накапливались у уреза воды в высокодинамичных обстановках галечно-песчаного пляжа и содержат продукты размыва латеритных кор выветривания – обломки, обогащенные оксидами железа (Павлидис, Никифоров, 2007). В течение трансгрессивных фаз седиментации они формировались за счет мобилизации терригенного материала при разрушении берегов возвышенной суши или при перемыве накопившихся ранее отложений. Во время регрессий накопление таких песков происходило преимущественно благодаря вдольбереговой транспортировке обломочного материала, в изобилии поставляемого в морской бассейн реками (Posamentier, Allen, 1999).

Увеличение расстояния от берега и рост глубины, снижавшей придонную гидродинамику, приводили к уменьшению гранулометрического состава осадков (Posamentier, Allen, 1999). В таких условиях формировались песчаники мелкозернистые, которыми преимущественно сложена резанская свита в обнажениях гор Резаная и Белая (рис. 2). Здесь проявлена мелкая тонкая косая разнонаправленная слойчатость с частыми изменениями угла наклона слойков, участками линзовидных раздувов серий косых слойков и ундулирующей формой их подошвы. Эти текстуры, именуемые “рифельными” (Павлидис, Никифоров, 2007) или “слоистостью волновой ряби” (Johnson, Baldwin, 1990), обычно считают следствием перемещения небольших песчаных валов, образующихся в пределах подводного прибрежного склона за счет деформации и разрушения волн открытого моря на мелководье (Павлидис, Никифоров, 2007). Постепенное уменьшение снизу вверх по разрезу гранулометрического состава таких песчаных слоев, повышенное содержание в них остатков морской фауны, высокая известковистость, присутствие кальцитовых конкреций и обломков фосфатов можно считать признаками трансгрессивной фазы седиментации. Увеличение доли крупной фракции, уменьшение известковистости и количества детрита морского бентоса в слоевых последовательностях свидетельствуют о падении уровня моря (рис. 2).

Верхнюю часть валанжина (около 5 м), представленную в обнажениях г. Белая и оврага Кояс-Джилга (рис. 2), образуют тонкие чередования песчаников мелкозернистых известковых и грейнстоунов песчаных стандартных микрофаций СМФ 11, 12 (Wilson, 1975; Flügel, 2010). Толщина слойков песчаников уменьшается от подошвы к кровле, а известняков увеличивается, отражая нарастающий дефицит терригенного материала, который может быть результатом развивающейся трансгрессии.

В разрезах каратлыхской свиты оврага Кояс-Джилга и г. Длинная (рис. 2) регрессивные фазы седиментации маркируют песчаники мелкозернистые, известковистые, с неотчетливой тонкой пологой косой разнонаправленной слойчатостью, намечаемой незначительными изменениями гранулометрического состава и ориентировкой редкого детрита морской фауны (Шишлов и др., 2019, 2020).

Песчаники и конгломераты дельты слабо сцементированные, иногда известковистые, буровато-желтые, образуют слои двух типов (рис. 5). Слои первого типа в нижней части сложены песчаниками мелкозернистыми, слабо известковистыми. У подошвы иногда присутствуют тонкие (до 10 см) линзовидные прослои алевролитов глинистых. Размер частиц постепенно увеличивается, и в верхней части доминируют среднезернистые разности. Характерна крупная косая разнонаправленная слойчатость (рис. 5а), намечаемая изменениями гранулометрического состава. Присутствуют редкие фрагменты раковин морских двустворок, единичные и образующие линзовидные прослои хорошо окатанные гальки кварца, кварцитов, полуокатанные уплощенные обломки известняков и песчаников известковистых (рис. 5а, 5б, 5в). Часто они покрыты бурыми пленками оксидов железа. В Зуйском карьере обнаружены обломки гранитов и диоритов (Барабошкин, Янин, 1997). Формирование таких слоев, отличающихся ростом гранулометрического состава отложений от подошвы к кровле, обычно связывают с выдвижением фронта дельты за счет миграции приустьевого бара к центру морского бассейна, что приводит к обмелению акватории и усилению гидродинамики (Deltas…, 1975; Selley, 1985; Sedimentary…, 1986). Присутствующие у кровли ихнофоссилии Scolithos (рис. 5г) указывают на низкую скорость седиментации в условиях высокой гидродинамической активности мелководья (Ekdale et al., 1984; Микулаш, Дронов, 2006). Обогащенные оксидами железа темно-бурые прослои (рис. 5в, 5г), вероятно, связаны с эпизодами субаэральной экспозиции осадков на финальной стадии накопления.

Рис. 5.

Песчаники и конгломераты дельты в обнажениях мазанской свиты. (а) – песчаники от мелкозернистых внизу до среднезернистых вверху, с косой разнонаправленной слойчатостью, гальками кварца, кварцитов, песчаников, долина р. Бештерек; (б) – песчаники среднезернистые, с линзовидными скоплениями гальки известняков, долина р. Бештерек; (в) – песчаники среднезернистые, с линзовидным скоплением гальки кварца и кварцитов, обогащенные у кровли оксидами железа, Зуйский карьер; (г) – песчаники среднезернистые, с ихнофоссилиями Scolithos, гальками кварца и кварцитов, прослоями, обогащенными оксидами железа, Зуйский карьер; (д) – песчаники разнозернистые, с косой разнонаправленной слойчатостью, гальками кварца, кварцитов и песчаников, залегающие с эрозионным контактом на песчаниках среднезернистых, долина р. Бештерек; (е) – конгломерат, сложенный гальками кварца, кварцитов и песчаников, залегающий с эрозионным контактом на песчаниках среднезернистых, Зуйский карьер. Qtz – гальки кварца и кварцитов, Lm – гальки известняков, Sn – гальки песчаников, Fe – оксиды железа, ic – ихнофоссилии. Пунктирная линия – граница слоев.

Слои второго типа, встречающиеся реже, залегают на слоях первого типа с отчетливым неровным контактом (рис. 5д, 5е), эрозионную природу которого подчеркивают полуокатанные уплощенные валуны песчаников из подстилающих отложений (рис. 5д). Приподошвенную часть образуют конгломераты, в которых доминируют гальки кварца и кварцитов, часто окруженные пленками оксидов железа (рис. 5д, 5е). Кверху их постепенно сменяют сначала гравелиты, а затем песчаники разнозернистые (рис. 5д). У кровли локализуются песчаники мелкозернистые, с повышенным содержанием оксидов железа (рис. 5д). Изменения гранулометрического состава и ориентировка уплощенных галек намечают косую разнонаправленную слойчатость (рис. 5д). Такие слои с характерным уменьшением гранулометрического состава отложений от подошвы к кровле, по-видимому, формировались при заполнении осадками дельтовых проток (Deltas…, 1975; Selley, 1985; Sedimentary…, 1986).

Образование дельт происходит при падении базиса эрозии, приводящем к углублению речных долин и выносу мобилизованного при этом материала в приемный бассейн (Posamentier, Allen, 1999). Таким образом, интервалы разреза мазанской свиты в долине р. Бештерек и Зуйском карьере (рис. 2), накопившиеся в обстановках дельты (Барабошкин, Янин, 1997; Горбенко, 2011), маркируют регрессивные этапы осадконакопления.

РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЦИКЛЫ СЕДИМЕНТАЦИИ И СТРОЕНИЕ СЕКВЕНЦИЙ

Корреляция установленных в частных разрезах циклотем позволяет считать, что отложения валанжина Юго-Западного и Центрального Крыма сформировались в результате 8 региональных трансгрессивно-регрессивных циклов (рис. 2). При этом залегающая несогласно на подстилающих породах циклотема 1 позднеберриасско-ранневаланжинская, циклотемы 2–5 ранневаланжинские, а циклотемы 6–8 поздневаланжинские.

Геохимическое изучение образцов из циклотем 1 и 2 зеленогорской толщи в разрезе р. Бештерек (рис. 2) показало, что их карбонатная часть сложена кальцитом (Mg 0.16–0.39%). Количество Mn и Fe в оолитовых известняках невысокое и незначительно изменяется соответственно от 103 до 186 мкг/г и от 530 до 830 мкг/г. Содержание Sr в этих известняках составляет 163–250 мкг/г, что характерно для морских осадочных карбонатов (Jones et al., 1994; Рудько и др., 2014, 2017; Kuznetsov et al., 2017). Отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в оолитовых известняках варьирует в узких пределах от 0.707343 до 0.707355 (табл. 1). Жильный кальцит (обр. К16-86) существенно обогащен Mn (700 мкг/г) и Fe (2100 мкг/г) по сравнению с седиментогенными известняками, а отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr здесь повышено до 0.707428. Эта картина отражает эпигенетическую природу жильного кальцита, кристаллизовавшегося под влиянием подземных растворов или поверхностных вод (Кузнецов и др., 2006, 2008).

Сопоставление значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.707343–0.707355) в оолитовых рудстоунах зеленогорской толщи с кривой вариаций ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в океане раннего мела (McArthur et al., 2012) показывает, что карбонатные осадки накапливались в раннем валанжине (рис. 6). К сожалению, изученные известняки не в полной мере удовлетворяют геохимическим критериям сохранности для мезозойских карбонатов (Jones et al., 1994; Кузнецов и др., 2017), значения которых для наименее измененных известняков верхней юры в разрезах Байдарской котловины и плато Демерджи составляли: Mg/Ca < 0.03. Mn/Sr < 0.2. Fe/Sr < 1.6 (Рудько и др., 2014, 2017). В нашем случае значения Mn/Sr (0.5–1.1) и Fe/Sr (2.3–5.1) повышены, что предполагает взаимодействие пород с метеорными водами во время перерыва. Так или иначе, если известняки частично обогатились ⁸⁷Sr, то установленные ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr отражают верхний предел этого отношения в среде осадконакопления (Кузнецов и др., 2006, 2008). Это подтверждает, что известняки зеленогорской толщи относятся к нижнему валанжину (рис. 6).

Рис. 6.

SIS корреляция значений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в осадочных известняках (кружки) и жильном кальците (квадрат) зеленогорской толщи с кривой вариации отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в морской воде раннего мела (McArthur et al., 2012). Аммонитовые зоны тетической шкалы по (Ogg, Hinnov, 2012).

Выполненная корреляция (рис. 2) показывает, что на большей части рассматриваемой территории кровля нижнего валанжина представляет собой поверхность параллельного несогласия. При этом в районе Сбросового лога сохранилась только нижняя трансгрессивная часть циклотемы 1 с аммонитами зоны Thurmanniceras pertransiens у кровли, на которой залегают отложения нижнего готерива (Барабошкин, Янин, 1997). В разрезе г. Резаная эродирована верхняя часть циклотемы 5, и зона campylotoxus установлена только в ожелезненных фрагментах “твердого дна” (Барабошкин, 1997а; Барабошкин, Янин, 1997; Барабошкин и др., 2016).

В бассейне р. Бодрак полнота разрезов верхнего берриаса–нижнего валанжина, перекрытых породами нижнего готерива, быстро сокращается с юго-запада на северо-восток. Так, в обнажениях г. Длинная установлены циклотемы 1–4 с аммонитами зон otopeta и pertransiens (Барабошкин, Янин, 1997), на г. Патиль от эрозии поздневаланжинского времени сохранилась только циклотема 1, а в разрезе г. Лесистая отложения валанжина отсутствуют (Шишлов и др., 2019, 2020).

Можно полагать, что в долине р. Бештерек и Зуйском карьере размыта верхняя часть циклотемы 5, на которой залегают породы верхнего валанжина (рис. 2).

Таким образом, ограниченные снизу и сверху эрозионными несогласиями отложения верхнего берриаса–нижнего валанжина образуют первую осадочную секвенцию, а циклотемы 1–5 являются ее парасеквенсами (рис. 7а). Трансгрессивный системный тракт (TST) соответствует нижней части циклотемы 1, а ее трансгрессивный максимум является поверхностью максимального затопления (MFS). Системный тракт высокого стояния (HST) образуют регрессивная часть циклотемы 1 и циклотемы 2–5. В представленном на рис. 7 сечении первая секвенция разделена на западный и восточный фрагменты областью, в пределах которой на эродированной поверхности пород верхнего триаса–средней юры (обнажения г. Лесистая, с. Партизанское и Петропавловского карьера) залегают известняки нижнего готерива.

Рис. 7.

Литологические профили первой (а) и второй (б) секвенций верхнего берриаса–валанжина. 1 – интервалы, представленные в обнажениях, и их номера (расшифровку см. на рис. 1); 2 – трансгрессивный системный тракт; 3 – системный тракт высокого стояния; 4 – поверхность максимального затопления; 5 – трансгрессивная поверхность; 6 – возраст подстилающих и перекрывающих секвенции пород. Остальные условные обозначения см. на рис. 2. Линию профилей см. на рис. 1. Разрезы выровнены по кровле секвенций.

Западный фрагмент секвенции выклинивается к северо-востоку и имеет небольшую мощность (до 15 м в овраге Кояс-Джилга). Однако в разрезе Сбросового лога сохранившаяся от размыва трансгрессивная часть циклотемы 1 имеет мощность около 12 м, что существенно больше этого стратиграфического интервала в разрезах г. Резаная, оврага Кояс-Джилга, г. Длинная (2–3 м). Это позволяет полагать, что до начала эрозии мощность отложений увеличивалась к юго-западу. В мелководных обстановках во время трансгрессий накапливались известняки, а во время регрессий – песчаники (рис. 7а). Исключением является сложенный только прибрежными песчаниками разрез г. Резаная (мощность 6 м), что указывает на присутствие рядом возвышенной суши, с которой постоянно (и во время трансгрессий) поступал терригенный материал.

Восточная часть первой секвенции выклинивается в юго-западном направлении (рис. 7а). Ее мощность достигает 80 м, что в 5 раз превышает толщину одновозрастных отложений западного фрагмента. Это, вероятно, связано с большей скоростью тектонического погружения субстрата. В разрезах долины р. Бештерек TST образуют оолитовые известняки, на которых залегают маркирующие положение MFS известковистые глины (рис. 7а). У основания HST (регрессивная часть циклотем 1 и 2) представлена смена известковистых глин глубоководья оолитовыми известняками и известковистыми песчаниками прибрежного мелководья, которые перекрыты песчаниками и конгломератами дельты. Трансгрессивные интервалы циклотем 3–5 образуют карбонатно-терригенные осадки мелководья, а регрессивные – терригенные отложения дельты (рис. 7а).

На эродированной поверхности нижнего валанжина залегает вторая секвенция, сформировавшаяся в позднем валанжине (рис. 7б).

На западе в рассматриваемом сечении (рис. 7б) это линза мощностью до 45 м (г. Длинная, г. Белая), что указывает на большую скорость погружения субстрата по сравнению с поздним берриасом–ранним валанжином. Верхний валанжин выклинивается к юго-западу. В обнажениях Сбросового лога на эродированной кровле пород зоны Thurmanniceras pertransiens нижнего валанжина залегают глубоководные глины верхнего готерива (Барабошкин, Янин, 1997). В северо-восточном направлении верхний валанжин выклинивается уже к г. Длинная, где породы нижнего валанжина перекрывает нижний готерив (Барабошкин и др., 2016). Вероятно, западный фрагмент второй секвенции сформировался за счет заполнения осадками мелководного морского залива шириной не более 15 км, в котором в течение всего позднего валанжина накапливались пески мелководья (обнажения гор Резаная и Белая). Граница TST и HST, т.е. MFS (трансгрессивный максимум циклотемы 6), здесь установлена по тенденциям изменений карбонатности пород, отражающим изменения pH придонных вод (Македонов, 1985), обилия и разнообразия остатков морской фауны, по наличию обломков фосфатов и кальцитовых конкреций (рис. 2). Представленную в обнажениях гор Резаная, Белая и оврага Кояс-Джилга трансгрессивную часть циклотемы 7 образуют чередования известковистых песчаников и песчаных известняков (рис. 2, 7б). Вероятно, это следствие снижения количества терригенного материала в осевой части залива, связанное с выполаживанием суши. Верхней границей западного фрагмента второй секвенции является параллельное несогласие, установленное в разрезе г. Белая по наличию эрозионной поверхности и в овраге Кояс-Джилга по конденсации аммонитовых зон Leopoldia desmoceroides и Crioceratites loryi (Барабошкин, 1997б).

Восточный фрагмент второй секвенции (рис. 7б) TST сложен песчаниками прибрежного мелководья (трансгрессивная часть циклотемы 6) и ограничен MFS (трансгрессивный максимум циклотемы 6). HST образуют песчаники и конгломераты дельты (регрессивные части циклотем 6 и 7) и известковые песчаники прибрежного мелководья трансгрессивной части циклотемы 7 (рис. 7б). Отложения верхнего валанжина выклиниваются к юго-западу и отсутствуют уже в разрезе Петропавловского карьера. В Зуйском карьере их толщина не превышает 20 м, что в 6 раз меньше мощности нижнего валанжина в этом же разрезе и более чем в 2 раза меньше мощности верхнего валанжина на западе (обнажения гор Резаная, Белая). Эти различия отражают существенную изменчивость скорости и амплитуды тектонических движений, происходивших в течение валанжинского века.

На кровле циклотемы 7 в обнажениях долины р. Бештерек, Зуйского карьера и г. Кунич согласно залегает трансгрессивная последовательность слоев циклотемы 8, основание которой образуют известковые песчаники прибрежного мелководья (рис. 2). Их перекрывают отложения глубоководья, представленные чередованиями песчаников тонкозернистых и глин, которые сменяет пачка известковистых глин мощностью не менее 40 м. В ее верхней части на г. Кунич найдены аммониты Spitidiscus rotula (Sow.) нижнего готерива (Барабошкин, Янин, 1997). Таким образом, эрозионную поверхность в кровле второй секвенции на юго-западе здесь сменяет согласная трансгрессивная поверхность (TS), выше которой залегает TST следующей секвенции (рис. 7б). Формирование последней началось в конце позднего валанжина и продолжалось в раннем готериве.

ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ

Генетическая интерпретация установленных в разрезах литологических комплексов пород в сочетании с анализом их вертикальных и латеральных взаимоотношений позволила создать концептуальные модели обстановок формирования разрезов верхнего берриаса–валанжина во время трансгрессий и регрессий (рис. 8). Они использованы при составлении палеогеографических схем, отражающих особенности крымского палеобассейна на финальных фазах формирования TST и HST первой и второй секвенций (рис. 9).

Рис. 8.

Обстановки осадконакопления в позднем берриасе–валанжине на трансгрессивных (а) и регрессивных (б) этапах эволюции палеобассейна. 1–3 – отложения: 1 – глины известковистые, 2 – известняки песчаные и песчанистые, 3 – пески известковистые; 4 – гравий и гальки (а – экстракласты, б – интракласты); 5 – ооиды; 6–8 – органические остатки: 6 – планктон и нектон, 7 – бентос, 8 – наземные растения; 9–12 – обстановки седиментации: 9 – низкодинамичное глубоководье, 10 – динамичное мелководье с карбонатной седиментацией, 11 – динамичное мелководье с терригенной седиментацией, 12 – дельта; 13 – подстилающие породы и отложения предыдущего этапа осадконакопления; 14, 15 – суша: 14 – низменность, 15 – возвышенность.

Рис. 9.

Эволюция палеогеографической ситуации в позднем берриасе–раннем (а, б) и позднем (в, г) валанжине на финальных этапах образования. (а, в) – трансгрессивные тракты (TST), (б, г) – тракты высокого стояния (HST). Условные обозначения см. на рис. 8, 1.

Показанная на юго-востоке “Таврическая” суша, вероятно, представляла собой остров, образованный сохранившимся до валанжина фрагментом киммерийской горной системы (Пчелинцев, 1966; Лычагин, 1969). Здесь на дневную поверхность выходили интенсивно дислоцированные породы флиша верхнего триаса–средней юры (разрезы у с. Партизанское и в Петропавловском карьере), вулканогенно-осадочные и интрузивные образования средней юры (г. Лесистая), конгломераты средней юры (Курцовский карьер), на которых залегает нижний готерив (рис. 1, 7). В центральной, наиболее поднятой части “Таврического” острова обнажались верхнеюрские конгломераты (Барабошкин и др., 2016) и известняки, на которых в эрозионных врезах у с. Мраморное (рис. 1) залегают глины берриаса и верхнего готерива (Барабошкин, Янин, 1997).

На северо-западе (рис. 9) показана “Скифская” суша, представлявшая собой низменность (Никишин и др., 2009), сложенную породами палеозойского фундамента, которые в скважинах у сел Новоселовка и Новофедоровка (рис. 1) перекрыты отложениями верхнего готерива–среднего альба (Тузяк, 2013).

“Таврическую” и “Скифскую” суши разделял морской пролив, ширина которого увеличивалась при трансгрессиях и сокращалась во время регрессий (рис. 9).

При формировании TST первой секвенции (рис. 9а) у береговой линии западной возвышенной окраины “Таврического” острова накапливались отложения галечно-песчаных пляжей каратлыхской свиты, которые трансгрессивно залегают на породах таврической серии верхнего триаса–средней юры в обнажениях г. Резаная, оврага Кояс-Джилга, гор Длинная и Патиль (рис. 2, 7а). Увеличение глубины моря к северо-западу и смену терригенных осадков карбонатными накоплениями подтверждает детальный фациальный анализ разрезов каратлыхской свиты в бассейне р. Бодрак (Шишлов и др., 2019, 2020). Южнее, у низменных побережий, терригенного материала было меньше, и здесь сформировались галечно-песчаные рудстоуны, которые в обнажениях Сбросового лога (рис. 2, 7а) несогласно перекрывают конгломераты албатской толщи берриаса (Аркадьев и др., 2012). У северо-восточной низменной окраины “Таврического” острова в высокодинамичных мелководных условиях образовались песчанистые оолитовые рудстоуны зеленогорской толщи в долине р. Бештерек (рис. 2, 7а).

На финальной фазе формирования TST первой секвенции (рис. 9а) за счет возраставшего дефицита терригенного материала дистальная часть внутреннего рампа стала областью накопления песчаных лито-биокластовых грейнстоунов и пакстоунов, образующих трансгрессивную часть циклотемы 1 в обнажениях оврага Кояс-Джилга и г. Длинная (рис. 2, 7а). В это время на юго-западе и северо-востоке в обстановках среднего и внешнего рампа осаждались глубоководные глины новобобровской толщи у с. Новобобровское и зеленогорской толщи в долине р. Бештерек (рис. 2, 7а).

При образовании HST первой секвенции (рис. 9б) площади “Таврического” острова и “Скифской” суши увеличивались, а размеры юго-западной и северо-восточной глубоководных впадин сокращались. Рост количества поступавшего в море терригенного материала привел к расширению области накопления известковых песков и уменьшению площади формирования известняков. На северо-востоке “Таврического” острова в устье реки формировалась дельта (рис. 9б), отложения которой образуют регрессивные интервалы циклотем 2 и 4 в разрезах р. Бештерек и Зуйского карьера (рис. 2, 7а). Высокая скорость седиментации на фоне весьма интенсивного тектонического погружения обеспечивала сохранение мелководных условий осадконакопления в северо-восточной части палеобассейна (рис. 7а).

На рубеже раннего и позднего валанжина в результате падения относительного уровня моря значительная часть Юго-Западного и Центрального Крыма стала сушей, и верхняя часть HST первой секвенции была эродирована. Осадконакопление продолжалось только на юго-западной окраине региона, где формировались глубоководные глины новобобровской толщи (рис. 1).

Конфигурация бассейна в позднем валанжине (рис. 9в, 9г) мало отличается от ранневаланжинской. Однако даже во время финальной фазы формирования TST второй секвенции (рис 9в) в прибрежных мелководных обстановках накапливались только пески, образующие трансгрессивную часть циклотемы 6 в разрезах г. Резаная, г. Белая и Зуйском карьере (рис. 2, 7б). Это можно объяснить перераспределением терригенных отложений предыдущего этапа седиментации волнениями. Судя по значительной мощности резанской свиты, достигающей в обнажениях гор Длинная и Белая 45 м, юго-западная впадина в позднем валанжине испытывала более интенсивное тектоническое погружение по сравнению с северо-восточной впадиной (рис. 7б).

При формировании HST второй секвенции (рис 9г) на северо-востоке “Таврического” острова накапливались пески и галечники дельты, образующие регрессивные части циклотем 6 и 7 (рис. 2, 7б). В глубоководных впадинах на юго-западе и северо-востоке осаждались известковистые глины новобобровской и горлинской толщ.

Падение относительного уровня моря в конце позднего валанжина, по-видимому, привело к образованию единой “Скифско-Таврической” суши, с эрозией которой связано параллельное несогласие в кровле западной части второй секвенции (рис. 2, 7б). Морские обстановки осадконакопления сохранились только на северо-востоке, где кровлю второй секвенции образует согласная TS (рис. 2, 7б).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Полученные нами результаты подтверждают представления о том, что в конце берриаса, валанжине и начале готерива основной питающей провинцией рассматриваемого бассейна была расположенная на юго-востоке киммерийская горная система (Пчелинцев, 1966; Лычагин, 1969; Григорчук и др., 1991).

В многочисленных работах, опубликованных за последние 20 лет (Милеев и др., 2006; Хаин и др., 2006; Никишин и др., 2009; Nikishin et al., 2015; Барабошкин и др., 2016), не подвергается сомнению существование в начале раннего мела южного микроконтинента (Юдин, 2008) или островной дуги (Григорчук и др., 1991; Милеев и др., 2006). Благодаря интенсивным тектоническим движениям, проявившимся в конце берриаса в Крыму и Понтидах (Милеев и др., 2006; Akbayram et al., 2013; Okay, Nikishin, 2015; Барабошкин и др., 2016), эта суша была возвышенной (Никишин и др., 2009; Nikishin et al., 2015). Здесь происходили процессы карстования позднеюрско-берриасских известняков (Барабошкин, 2016) и интенсивная субаэральная эрозия, что привело к формированию контрастного рельефа с перепадами высот в несколько сотен метров (Архипов и др., 1958). В долины северного склона этой суши неоднократно ингрессировало море (Милеев и др., 2006), существование которого определяли нисходящие тектонические движения в Битакском краевом прогибе (Хаин и др., 2006). На севере морской пролив омывал аллювиально-дельтовую равнину (Никишин и др., 2009; Nikishin et al., 2015) южной окраины Евразии (Юдин, 2008).

Можно предположить, что количество терригенного материала, поступавшего с южных возвышенностей, многократно превосходило объемы твердого стока с северной низменности. Очевидно, что с юга в область осадконакопления поступали не только крупные олистоплаки верхнеюрских известняков (Юдин, 2008; Никишин и др., 2009; Nikishin et al., 2015; Барабошкин, 2016), но и делювий, пролювий, аллювий. Несмотря на это, и в настоящее время продолжает существовать тезис о том, что при формировании крымских разрезов в начале раннего мела терригенный материал поступал с севера (Никишин и др., 2009; Nikishin et al., 2015; Барабошкин, 2016). Раньше это органично вписывалось в геосинклинальную концепцию, предполагавшую, что киммерийские структуры к началу мела были уже эродированы, оказались ниже уровня моря и образовывали погружающуюся на юг поверхность дна осадочного бассейна (Эристави, 1957; Муратов, 1960; Бызова, 1981). Но теперь, принимая существование южных возвышенностей, необходимо объяснить, куда пропал мобилизованный с них обломочный материал. Для этого выдвинуто предположение о его аккумуляции в осевой части рифтового прогиба (Никишин и др., 2009; Nikishin et al., 2015), который разделял крымский ороген на две части. Его следы нужно искать южнее сел Соколиное, Верхоречье, Мазанка, Зуя и Горлинка. Однако там не обнаружены четкие признаки рифтообразования (Никишин и др., 2009) и отсутствуют даже останцы мощных терригенных толщ нижнего мела.

Вариант, предполагающий южный источник терригенного материала при накоплении расположенных южнее границы горно-крымского структурного комплекса разрезов (Милеев и др., 2006, рис. 1), лучше сочетается с современными геотектоническими реконструкциями и фактическим материалом. Так, в каратлыхской свите (разрезы г. Резанная, овраг Кояс-Джилга, г. Длинная) присутствуют обломки песчаников, алевролитов и аргиллитов, мобилизованные при размыве пород подстилающей таврической серии (рис. 4в). Песчаники резанской свиты содержат около 23% зерен пород горно-крымского структурного комплекса: обломки песчаников, алевролитов и аргиллитов таврической серии; основных эффузивов и гипабиссальных микродиоритов карадагской серии; кварцитов, кремнистых пород, гранитоидов и кислых эффузивов, вероятным источником которых являлись конгломераты, подобные развитым в районе г. Демерджи (Мурашов, Фокин, 2006).

Южный источник сноса терригенного материала мазанской свиты подтверждают результаты литолого-геохимических исследований (Гнидец, 1986; Григорчук и др., 1991). Состав присутствующих здесь галек напоминает верхнеюрские конгломераты первой гряды Крымских гор (Барабошкин, Янин, 1997; Барабошкин, 2016). Кроме обломков кварца и кварцитов, в мазанских конгломератах обнаружены гальки гранитов и диоритов (Барабошкин, Янин, 1997), песчаников и известняков (Гнидец, 1986; Барабошкин и др., 2016; материалы авторов), которые, вероятнее всего, транспортировались реками (пра-Карасу, пра-Салгир), стекавшими с поднятий Крымского складчатого сооружения (Гнидец, 1986). Возможно, эрозионная деятельность этих рек сформировала Салгирскую впадину (Лычагин, 1969).

Из валанжинских песчаников Зуйского карьера установлены многочисленные зерна детритовых цирконов титонского возраста – 149 млн лет (Nikishin et al., 2015), что свидетельствует о перемыве позднеюрских пород, обогащенных пепловым материалом из вулканических поясов Понтид или Закавказья (Барабошкин, 2016). Присутствующие здесь цирконы палеозойского и докембрийского возраста (Nikishin et al., 2015), вероятнее всего, происходят из галек метаморфических и магматических пород, которые установлены в демерджинских конгломератах (Юдин, 2008; Барабошкин, 2016).

Для обоснования положения о том, что мазанская свита формировалась в устье реки, текущей по северной суше, отмечены южный (Бызова, 1981), западный (Барабошкин, Янин, 1997) и юго-восточный (Барабошкин, 2016) наклон косых слойков в песчаниках. В работе (Барабошкин, 2016, рис. 1.60 ) приведены две розы-диаграммы, построенные по результатам 27 замеров у с. Мазанка и 36 замеров у с. Крымская роза. На них видно, что при преобладании падения слойков в юго-восточных румбах установлены также северо-западные и северо-восточные направления. Этого следовало ожидать, поскольку в разрезах представлена косая разнонаправленная слойчатость (рис. 5а). К сожалению, степень достоверности суждения о преобладании падения слойков на юг статистическими методами оценить невозможно из-за отсутствия в публикации значений конкретных замеров и их небольшого количества. Кроме того, не указан генезис отложений, в которых проводились наблюдения, хотя это принципиально, так как разрез образуют чередующиеся отложения дельтовых проток, баров и пляжей (Горбенко, 2011), направления перемещения которых отличаются. Например, южное падение косых слойков в песчаниках прибрежного мелководья можно считать следствием трансгрессивного смещения к югу прибрежных накоплений “Таврический” суши. Следовательно, для выявления направления проградации мазанской дельты эти исследования необходимо продолжить, совмещая их с тщательными седиментологическими наблюдениями.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Корреляция наиболее представительных разрезов валанжина Юго-Западного и Центрального Крыма, выполненная ранее по находкам фауны, уточнена и дополнительно обоснована циклостратиграфическими и секвенс-стратиграфическими методами. В результате установлены ограниченные несогласиями верхнеберриасско-нижневаланжинская и верхневаланжинская секвенции. На северо-востоке последнюю согласно перекрывает следующий секвенс, образовавшийся в конце валанжина–начале готерива. Эти геологические тела могут стать основой для выделения горизонтов региональной стратиграфической схемы нижнего мела (Дронов и др., 1998) и ревизии объемов местных подразделений в соответствии с требованиями Стратиграфического кодекса (Стратиграфический…, 2019). Например, границу резанской и каратлыхской свит представляется целесообразным проводить по поверхности несогласия между нижним и верхним валанжином.

Отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в оолитовых известняках зеленогорской толщи в разрезе р. Бештерек составляет 0.707343–0.707355. Согласно SIS корреляции, эти значения указывают на ранневаланжинский возраст изученного интервала. Незначительные диагенетические изменения известняков пока не позволяют установить принадлежность к аммонитовой зоне раннего валанжина. Для этого необходим поиск белемнитов или других ископаемых остатков, наиболее пригодных для целей стронциевой изотопной стратиграфии. В целом метод SIS показал хороший потенциал и перспективен для уточнения возраста карбонатных пород раннего мела Горного Крыма.

Основанная на анализе пространственно-временных взаимоотношений литологических комплексов пород реконструкция эволюции палеогеографической ситуации приводит к заключению о том, что в валанжинском веке морской бассейн омывал расположенный на юго-западе возвышенный “Таврический” остров и северо-восточную низменную “Скифскую” сушу, которые разделял пролив. В пределах юго-западной и северо-восточной областей палеобассейна доминировало тектоническое погружение, интенсивность которого изменялась во времени, что определило существенные различия мощности одновозрастных интервалов разрезов.

В центральных частях впадин существовали обстановки внешнего рампа и накапливались глины глубоководья. Ближе к берегу их сменяли осадки среднего рампа, представленные тонкими чередованиями глин, песчаников и известняков. В мелководных обстановках внутреннего рампа во время трансгрессий формировались преимущественно песчаные грейнстоуны и пакстоуны. У возвышенных берегов накапливались галечно-песчаные отложения, а у низменных – галечно-песчаные и оолитовые рудстоуны. Во время регрессивных фаз седиментации область накопления песков расширялась и обстановки с карбонатной седиментацией сохранялись только в дистальных частях внутреннего рампа. На северо-востоке “Таврической” суши в устье крупной реки, транспортирующей обломочный материал с возвышенностей киммерийского орогена, происходило накопление песков и конгломератов дельты.

Не вызывает сомнений, что для повышения достоверности или корректировки построений, представленных в настоящей статье, необходимы детальные исследования естественных обнажений и керна скважин с применением комплекса современных литологических, геохимических и палеонтологических методов.

Благодарности. Авторы выражают искреннюю благодарность В.В. Аркадьеву, Е.Ю. Барабошкину, Л.Ф. Копаевич, М.А. Рогову за ценные замечания и консультации при подготовке статьи.