Cretaceous–eocene flysch of the sochi synclinorium (western caucasus): sources of clastic material based on the results of U–Th–Pb isotope dating of detrital zircons

全文:

Несмотря на длительную историю геолого-геофизического изучения Черноморско-Балканско-Анатолийско-Кавказского (ЧеБАК) региона (рис. 1) и обилия накопленных материалов, до сих пор есть существенные пробелы в понимании деталей геодинамики становления орогена Большого Кавказа и сопутствующей этому смены палеогеографических обстановок в прилегающих регионах. На многочисленных палеогеографических и палеотектонических реконструкциях [Wilhelm, 2014a, b; Okay, Nikishin, 2015; Nikishin et al., 2015a, 2015b, 2015c] показано, что современное Предкавказье, северные части Причерноморья и Каспийского региона в конце мезозоя были шельфовыми областями северной периферии океана Тетис, разделявшего Аркт-Лавразийские и Гондванские континентальные массы.

 

Рис. 1. Тектоническая зональность Черноморско-Балканско-Анатолийского мегарегиона. Основа рисунка с упрощениями (по [Okay et al., 2001]) и добавлениями (по [Okay et al., 2013]).

Красная звездочка и маркировка Z0 – место отбора пробы К21–012 из новороссийско-анапского флиша. Маркировки Z1–Z8 красным цветом показывают положение регионов или мест отбора проб. Результаты U–Pb-датирования зерен детритового циркона из них обсуждаются в тексте и приведены далее на рис. 8 и 9.

 

В результате закрытия океана Тетис и схождения континентальных масс северная часть ЧеБАК региона в кайнозое стала частью обширного эпиконтинентального бассейна, который получил название Пери-Тетис и представлял собой сложную систему суб-бассейнов, соединенных узкими проливами. Перекрытия проливов, соединявших суб-бассейны, приводили к эпизодическим прекращениям связи суб-бассейнов со Средиземноморским сектором Мирового океана, резким изменениям гидрологического режима, катастрофическим падениям уровня моря и смене морских фаунистических сообществ пресноводными и т. п. Резкое ослабление водообмена с океаном в олигоцене привело к образованию полузамкнутого Пара-Тетического бассейна [Попов и др., 2009, 2010; Popov et al., 2004; Palcu et al., 2021].

Мы называем Крымско-Кавказским осадочным бассейном части Пери-Тетиса и Пара-Тетиса, расположенные на месте современных Крыма и Кавказа. Некоторые толщи, сформированные в этом бассейне, в настоящее время экспонированы в Горном Крыму, на обоих склонах Большого Кавказа и в южной (приближенной к Большому Кавказу) части Предкавказья. Кроме того, эти толщи вскрыты многочисленными скважинами в Предкавказском прогибе и охарактеризованы сейсмостратиграфическими материалами [Попов и др., 2010; Popov et al., 2004]. На основе анализа накопленной геолого-геофизической информации созданы получившие широкую известность палеотектонические и палеогеографические реконструкции [Афанасенков и др., 2007; Большой Кавказ…, 2007; Никишин и др., 2010; Vincent et al., 2007, 2013 и ссылки там]. На этих реконструкциях показано, что в той части Крымско-Кавказского бассейна, где сейчас расположен Большой Кавказ, в позднем мезозое и начале кайнозоя был глубоководный трог. Затем, не ранее олигоцена, начались деформации вещественного выполнения этого трога, за которыми последовало воздымание Большого Кавказа. При этом по обе стороны от западного сегмента поднятия Большого Кавказа были сформированы олигоцен-четвертичные предгорные прогибы – Туапсинский и Западно-Кубанский.

Ввиду того, что Западное Предкавказье, в частности Западно-Кубанский прогиб, – это нефтеносный район, его вещественное выполнение к настоящему времени уже хорошо изучено сейсморазведочными методами и бурением. Специфические детали сейсмостратиграфических разрезов, характеризующие вещественное выполнение Западно-Кубанского прогиба, однозначно указывают на то, что в течение позднего мезозоя и почти всего кайнозоя (до раннего плейстоцена включительно) заполнение бассейна проходило преимущественно за счет бокового наращивания разреза в южном направлении [Попов и др., 2010; Патина, Попов, 2023]. При таком характере заполнения бассейна нет сомнений в том, что основной седиментационный поток в Западно-Кубанский прогиб (бассейн), во всяком случае, в его северную часть, был со стороны расположенных севернее структур с платформенным стилем строения – молодой (эпигерцинской) Скифской платформы и древней Восточно-Европейской платформы (ВЕП). Относительно небольшие мощности верхнеплиоцен-четвертичных слоев в Западно-Кубанском прогибе не позволяют выявлять клиноформы, эрозионные границы разных порядков, палеоврезы и другие элементы структуры, по которым можно определить направление седиментационных потоков.

Прикавказская часть Туапсинского прогиба сильно деформирована [Альмендингер и др., 2011; Баскакова и др., 2022]. Это обстоятельство не позволяет распознавать на сейсмостратиграфических разрезах специфические детали, по которым можно было бы делать оценки направлений седиментационных потоков и прогнозировать положение источников сноса обломочного материала.

Таким образом, несмотря на то, что концепция палеотектонической и палеогеографической эволюции Крымско-Кавказского осадочного бассейна, которая изложена в работах [Афанасенков и др., 2007; Большой Кавказ…, 2007; Никишин и др., 2010; Vincent et al., 2007, 2013 и ссылки там], получила широкое развитие и признание, а мезозойские и кайнозойские осадочные толщи Большого Кавказа, Предкавказья и прилегающих частей ЧеБАК региона хорошо изучены традиционными геолого-геофизическими методами, многие вопросы кайнозойской палеотектоники и палеогеографии региона до сих пор не решены. В том числе следующие.

1. Действительно ли до середины эоцена те части Крымско-Кавказского осадочного бассейна, в пределах которых сейчас расположены Туапсинский и Западно-Кубанский прогибы, были областью аккомодации обломочного материала с одинаковыми источниками сноса или уже до воздымания западного сегмента Большого Кавказа они были разделены небольшими поднятиями, расположенными на месте будущего Кавказа. То есть были ли частью единого Крымско-Кавказского осадочного бассейна области, в пределах которых сейчас расположены Туапсинский и Западно-Кубанский прогибы, или эти прогибы представляли собой суб-бассейны с различными источниками сноса, либо это были предгорные прогибы, заполненные продуктами эрозии комплексов и структур Западного Кавказа?
2. Различна ли, а если различна, то в чем именно, позднемезозойская и кайнозойская палеогеографическая эволюция западного сегмента Большого Кавказа и соседних с востока и запада областей – соответственно центрального сегмента Большого Кавказа и Горного Крыма?
3. Было ли формирование Крымско- Кавказского осадочного бассейна монотонным либо в его истории были определенные временные рубежи, на которых происходило критическое изменение седиментационных обстановок, направлений седиментационных потоков, источников сноса и т. п.?

Для определения источников сноса и решения многих других региональных палеогеографических задач в последнее десятилетие геологи стали широко применять метод массового U–Th–Pb-изотопного датирования зерен детритового циркона (dZr) из осадочных пород. По результатам таких исследований стало возможно получать информацию о возрасте кристаллических комплексов – первичных источников dZr. Это дает возможность: 1) определять питающие провинции; 2) реконструировать направления седиментационных потоков, заполняющих бассейны, в которых сформированы изученные обломочные породы, и др. Сопоставление получаемых наборов возрастов dZr из обломочных пород разных толщ позволяет фиксировать изменение источников сноса и служит дополнительной объективной информацией для палеотектонических и палеогеографических реконструкций и решения перечисленных задач региональной геологии и палеогеографии.

К настоящему времени стратифицированные образования различного возраста Большого Кавказа и Предкавказья уже частично охарактеризованы результатами U–Th–Pb-датирования dZr [Митюков и др., 2011; Allen et al., 2006; Vincent et al., 2013; Cowgill et al., 2016; Vasey et al., 2020; Tye et al., 2021; Költringer et al., 2022]. Однако только две из этих работ [Митюков и др., 2011; Vincent et al., 2013] характеризуют обломочные породы из допозднечетвертичных стратифицированных образований западного сегмента Большого Кавказа и западных районов Предкавказья. При этом бóльшую часть результатов, приведенных в этих работах, сейчас можно классифицировать лишь как предварительные (см. далее раздел “Обсуждение результатов”).

В данной статье мы представляем новые результаты U–Th–Pb-датирования dZr по песчаникам среднедатской части разреза новороссийско-анапского флиша, обнаженного в береговых обрывах Черного моря на участке “Скала Киселева” в центральной части Сочинского синклинория (южный склон Западного Кавказа). Проведен сравнительный анализ и сопоставление этих результатов с имеющимися аналогичными данными U–Th–Pb-датирования зерен dZr из разновозрастных песчаников западного сегмента Большого Кавказа, Горного Крыма и Московской синеклизы ВЕП.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ИЗУЧЕННОГО УЧАСТКА “СКАЛА КИСЕЛЕВА”

В пределах западного сегмента Большого Кавказа на его южном склоне выделяют Сочинский синклинорий, представляющий собой реликт келловей-миоценового глубоководного трога, в пределах которого был сформирован комплекс карбонатных, терригенных, терригенно-карбонатных и глинистых пород [Афанасенков и др., 2007]. Сеноман-эоценовая часть этого комплекса зачастую имеет флишевый характер внутреннего строения [Геология…, 1968, с. 322]. Мы называем этот крупный элемент разреза северной и центральной части Сочинского синклинория новороссийско-анапским флишем.

В поперечном сечении северной и центральной части Сочинского синклинория выделяют несколько антиклинальных и синклинальных структур, и в том числе Анапско-Агойскую синклинальную зону, тянущуюся вдоль побережья Черного моря. В ее пределах западнее меридиана г. Туапсе в ядрах синклинальных складок залегают наиболее верхние элементы (вплоть до эоцена, а возможно, и низов олигоцена) сводного разреза новороссийско-анапского флиша (рис. 2) [Маринин, Расцветаев, 2008; Маринин и др., 2017].

 

Рис. 2. Тектоническая зональность Кавказа (вверху) и схема геологического строения Небуг-Туапсинского района (внизу) составлена по материалам из работ [Корсаков и др., 2002, 2021; Маринин и др., 2017] с упрощениями и дополнениями по результатам собственных полевых исследований авторов

1–7 – поля распространения толщ: антропогена – аллювиальные отложения (1), эоцена (2), верхнего палеоцена (3), нижнего палеоцена–дания (4), кампана–маастрихта (5), сеномана–сантона (6), альба (7); 8 – разрывные нарушения; 9 – элементы залегания слоистости: наклонное (а), вертикальное (б), опрокинутое (в); 10 – место отбора пробы К21-012 из новороссийско-анапского флиша.

 

На участке побережья Черного моря, расположенном между устьями рек Агой и Туапсе, разрез и складчатая структура новороссийско-анапского флиша представлены в серии великолепных скальных выходов. Нами изучен фрагмент разреза новороссийско-анапского флиша в скальном массиве, известном как “Скала Киселева”, и в серии соседних береговых обнажений. Новороссийско-анапский флиш здесь – это толща ритмичного чередования (рис. 3а, 3б, 3в) известковистых песчаников, алевро-песчаников, алевролитов, глинистых известняков. Мощность отдельных (элементарных) ритмов от 20–30 см (см. рис. 3в) до 1 м, реже – более. Ритмы представляют собой типичные циклы Боума с элементами от “a” или “b” до “e” [Bouma, 1962; Shanmugam, 2021], с той лишь разницей, что элемент “е” представлен не глинистой породой (не аргиллитами), а пелитоморфными глинистыми известняками. Границы полных и неполных ритмов, если в их основании залегают песчаники (элементы “а”, или “b”, или даже “c” цикла Боума), зачастую маркированы обильными ихнофоссилиями (см. рис. 3а). На поперечных поверхностях слоев этих песчанистых пород видна конволютная слоистость, облик которой обусловлен, очевидно, формированием структур обезвоживания песчаного осадка при его литификации (см. рис. 3б, 3в). В тех случаях, когда в турбидитовых ритмах отсутствуют элементы циклов Боума, сложенные песчанистыми породами (элементы “а”, “b” и “c”), и в основании ритма находятся алевритовые породы, слагающие элементы “d” и “e” цикла Боума, границы ритмов маркированы мелкими плоско-выпуклыми линзами песчанистых пород, представляющих собой, по-видимому, поперечные срезы мелких эрозионных каналов боковых частей распределительной системы турбидитовых конусов – фэнов (см. рис. 3г).

 

Рис. 3. Общий вид и детали скальных обнажений новороссийско-анапского флиша, расположенных непосредственно к югу от “Скалы Киселева”

а – “Скала Киселева” (дальний план) и скалы, ограничивающие пляж, расположенный к югу от нее (вид со стороны южного ограничения этого пляжа);

б – “Скала Киселева” (средний план) и скальный выход новороссийско-анапского флиша (точка наблюдения К21- 012, 44°06ʹ 36.83ʺ с. ш. 39°01ʹ 59.13ʺ в. д.);

в – деталь строения вертикального скального обнажения в южном обрамлении пляжа, расположенного к югу от “Скалы Киселева”, иллюстрирующая отчетливо ритмичное строение новороссийско-анапского флиша;

г – один из турбидитовых ритмов (неполный цикл Боума) в изученном в районе “Скалы Киселева” фрагменте разреза новороссийско-анапского флиша с указанием мест отбора проб для выделения зерен детритового циркона из песчаников основания турбидитового ритма – проба К21-012 (dZr), и для микропалеонтологических исследований из алевро-аргиллитов верхнего элемента того же ритма – проба К21-012 (МП).

 

Слоистость новороссийско-анапского флиша на многих участках его распространения, и в том числе в пределах участка “Скала Киселева”, имеет крутые, вертикальные и зачастую опрокинутые залегания. В большинстве случаев можно легко определить положение верха и низа (положение кровли и подошвы отдельных слоев), обнаженных фрагментов разреза с использованием следующего набора признаков: 1) наличие ярко выраженной градационной слоистости; 2) наличие ихнофоссилий (слепков следов ползания донных организмов на подошве слоев песчанистых пород (элементы “а”, “b” и “c” цикла Боума), слагающих основание отдельных турбидитовых ритмов (рис. 4а); 3) наличие проявлений конволютной слоистости в песчанистых породах (элементы “а”, “b” и “c” цикла Боума) (см. рис. 4б, 4в); 4) наличие косослоистого внутреннего строения песчанистых пород (элементы “c” цикла Боума); 5) наличие заполненных песчанистым материалом эрозионных каналов в подошве неполных ритмов, представленных только тонкими породами, слагающими элементы “d” и “e” цикла Боума (см. рис. 4г); 6) сочетания всех или части перечисленных текстурных признаков. Понимание положения верха и низа разреза позволяет в первом приближении расшифровать сложную разрывно-складчатую структуру новороссийско-анапского флиша на участке “Скала Киселева” (см. рис. 2).

 

Рис. 4. Некоторые особенности внутреннего строения фрагмента разреза новороссийско-анапского флиша на участке “Скала Киселева”

а – обильные ихнофоссилии (слепки следов ползания донных организмов) на подошве слоя песчаников, слагающих основание одного из турбидитовых ритмов;

б, в – конволютная слоистость в песчанистых породах одного из турбидитовых ритмов;

г – заполненные песчанистым материалов эрозионные каналы в подошве неполного ритма, представленного тонкими породами (элементы “d” и “e” цикла Боума).

 

ОТБОР ПРОБ И ИХ ОПИСАНИЕ

В прибрежном скальном обнажении, расположенном в 300 м на юг от южного торца скального массива, известного как “Скала Киселева” (см. рис. 2, 3а, 3б), в точке с координатами 44°06ʹ36.83ʺ с. ш. 39°01ʹ59.13ʺ в. д. из известковистого песчаника основания одного из турбидитовых ритмов отобрана проба К21-012 (см. рис. 3г) начальным весом около 3 кг.

Песчаники светло-пепельно-серые массивного облика мелко-среднезернистые, на выветрелой поверхности приобретают охристый оттенок. При микроскопическом изучении песчаников установлено, что для них характерна обломочная псаммитовая структура. Размер обломков 0.05–2 мм в поперечнике, сортировка плохая или отсутствует. Обломки преимущественно остроугольные, представлены в основном кварцем, редко – полевыми шпатами и детритными чешуйками белой слюды. В заметном количестве присутствуют зерна глауконита, биокласты (фрагменты карбонатных раковин, мшанкок, кораллов, а также иглоподобные образования карбонатного и кремнистого состава) и целые раковины фораминифер, принадлежащих родам Lenticulina, Nodosaria, Globigerina (рис. 5). Обломочная часть породы (терригенные обломки, глауконит, биокласты и раковины фораминифер) в сумме составляет 50–60%, а цемент – 40–50% объема породы. Цемент известковый сплошной очень неравномерно распределенный базальный и поровый тонко-микрокристаллический, реже среднекристаллический и даже крупнокристаллический. В последнем случае цемент пойкилитовый.

 

Рис. 5. Микрофотографии шлифов песчаников пробы К21–012.

Слева (1, 3, 5, 7) – микрофотографии с параллельными николями, справа (2, 4, 6, 8) – со скрещенными николями.

1, 2 – песчаник существенно кварцевый Q (с глауконитом Gl) несортированный массивного облика с базальным кальцитовым цементом Cc;

3, 4 – песчаник существенно кварцевый (с глауконитом) несортированный, массивного облика с обильным кальцитовым цементом, многочисленными иглоподобными образованиями карбонатного и кремнистого состава (биокластами), а также целой раковиной фораминифер рода Globigerina, заполненной кремнеземом (халцедоном);

5, 6 – песчаник существенно кварцевый (с глауконитом) несортированный, массивного облика с базальным кальцитовым цементом, с целой раковиной фораминиферы рода Nodosaria, заполненной кристаллическим карбонатом (кальцитом);

7, 8 – песчаник существенно кварцевый (с глауконитом) несортированный, массивного облика с весьма обильным кальцитовым цементом, биокластами и целыми раковинами фораминифер рода Lenticulina.

 

Из отобранной нами пробы светло-серых известковых алевро-аргиллитов (см. рис. 3г) Е. А. Щербинина (ГИН РАН) определила численно чрезвычайно бедный комплекс карбонатного наннопланктона. Комплекс включает пять видов: Braarudosphaera bigelowii (Gran and Braarud) Deflandre, Cruciplacolithus primus Perch-Nielsen, Prinsius dimorphosus (Perch-Nielsen) Perch-Nielsen, мелкие Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller, а также кальцитовые диноцисты Cervisiella operculata (Bramlette and Martini) Streng, Hildebrand-Habel and Williams. Присутствие в этой ассоциации P. dimorphosus и отсутствие более молодых видов позволяет ограничить возрастной интервал вмещающих отложений нижней частью дания – зоной CNP3 по шкале Аньини с соавторами [Agnini et al., 2014] или верхней частью зоны NP2 и зоной NP3 по шкале Мартини [Martini, 1971]. Согласно GTS2020, для палеогенового периода [Speijer et al., 2020] этот диапазон соответствует абсолютному возрасту примерно 63.9–65.3 млн лет.

ПРОБОПОДГОТОВКА, ВЫДЕЛЕНИЕ ЗЕРЕН ЦИРКОНА И ИХ ХАРАКТЕРИСТИКА

Из пробы К21-012 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 одноразового капронового сита. Из измельченного материала пробы в проточной водопроводной воде была отмучена взвесь пелитовой и мелкоалевритовой (менее 20–30 мкм) размерности. Затем этот материал был просушен в вытяжном шкафу и 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 с использованием бинокуляра выбраны случайным образом вручную и стандартными методическими приемами имплантированы в эпоксидную шашку.

Характеристика зерен циркона. Все имплантированные в эпоксидную шашку dZr из пробы К21-012 были изучены в ГИН РАН с помощью оптического микроскопа и выборочно – на электронном микроскопе TESСAN в режиме катодной люминесценции. Зерна dZr имеют размер от 20–30 до 150–170 мкм и в поляризованном свете обладают чрезвычайно разнообразными высокими интерференционными окрасками как по интенсивности свечения, так и по цветовой гамме и узору интерференционной окраски (рис. 6). Все зерна – это кристаллы от средне- до полностью окатанных. Форма зерен преимущественно округлая, лишь единичные зерна сохранили удлиненную игольчатую форму. Немногочисленные dZr сохранили черты, присущие правильно оформленным кристаллам. Большинство же – это или окатанные части более крупных кристаллов, или зерна, изначально имеющие очень сложное строение, вплоть до бесформенных образований. Большинство dZr содержат многочисленные включения разной природы. Иногда включения имеют игольчатую форму и наиболее вероятно представляют собой кристаллы апатита. В некоторых dZr отчетливо видны ядра, обрамленные оболочками.

 

Рис. 6. Монтаж оптических изображений изученных зерен детритового циркона из песчаников датского интервала разреза новороссийско-анапского флиша (проба К21-012)

Для каждого изображения в левом верхнем углу указан номер анализа (отсутствует, если пробоотбор не проведен). Индекс “о” означает, что изображение получено в отраженном свете, без индекса – в проходящем свете при параллельных николях, индекс “х” – в проходящем свете при скрещенных николях. Для некоторых зерен показаны два или три изображения. Если был пробоотбор, то показано положение кратера лазерной абляции (кружок, диаметр 25 мк) и возраст зерна в млн лет, если была получена кондиционная датировка. Белыми точечными линиями намечены видимые ядра или границы между разнородными частями внутри зерна.

Три изображения без номеров – это примеры зерен с настолько сложной внутренней структурой, что в них не нашлось области диаметром 25 мк без очевидных нарушений или включений, и поэтому пробоотбор на U–Pb-датирование не проведен. Изображения 13, 14, 28, 34, 84, 89, 94, 98, 118 и др. – примеры зерен с разнообразными включениями. Три изображения зерна 65 в проходящем и отраженном свете демонстрируют пример пустотного пространства (П).

 

МЕТОДИКА АНАЛИТИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ПЕРВИЧНОЙ ОБРАБОТКИ РЕЗУЛЬТАТОВ АНАЛИЗА

U–Th–Pb-изотопное датирование зерен циркона методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой с лазерной абляцией (LA-ISP-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.”). Рабочие параметры аппаратуры приведены 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) 600.5 ± 1.5 (n = 59), 1073 ± 35 (n = 13) и 337.0 ± 2.1 (n = 13) 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), 1 063.5 ± 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]. Теоретические основы коррекции на обычный свинец и формулы, по которым проводится коррекция, приведены в работе [Andersen, 2002]. Для коррекции использована программа ComPbCorr, составленная T. Andersen [Andersen, 2008]. Нарушенность изотопной U–Th–Pb-системы зерна циркона оценена с учетом измеренного содержания изотопов свинца ²⁰⁶Pb,²⁰⁷Pb и ²⁰⁸Pb в цирконе и известных изотопных соотношений между изотопами свинца, которые в программе приняты как ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.7, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.628,²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.63.

Для построения гистограммы и кривой плотности вероятности (КПВ) использованы анализы (кондиционные датировки), удовлетворяющие трем условиям: 1) –10% < D1 и D2 < 10%; 2) аналитическая ошибка измерений обеспечивает точность оценки возраста < 50 млн лет и 3) поправка на общий свинец меняет возраст < 50 млн лет.

Использованная нами для обработки первичных аналитических данных компьютерная программа “GLITTER” дает возможность в ходе каждого единичного изотопного анализа видеть развертку по времени (мы называем ее – аналитический сигнал) количества поступающих на регистраторы ионов²⁰⁶Pb,²⁰⁷Pb,²⁰⁸Pb,²³²Th и ²³⁸U по мере проникновения луча лазера внутрь исследуемого зерна циркона и испарения вещества из все более и более глубинных частей этого зерна. Разные части аналитического сигнала соответствуют разным частям зерна циркона. Программное обеспечение “GLITTER” дает возможность исследователю “вырезать” из полученного аналитического сигнала любую его часть и таким образом получать изотопные датировки, соответствующие разным частям зерна. Начальные части аналитического сигнала соответствуют части зерна циркона, расположенной сразу под его приполированной в эпоксидной шашке поверхностью, а средние и конечные части – более глубинным, удаленным от полированной поверхности частям этого зерна. Если зерно циркона в аналитическом препарате приполировано примерно до середины, то начальные части аналитического сигнала чаще всего соответствуют ядру, а конечные – оболочке зерна циркона.

РЕЗУЛЬТАТЫ

В пробе К21-012 изучение U–Th–Pb- изотопной системы выполнено для 130 зерен dZr. Результаты анализов приведены в табл. 1. Во многих проанализированных dZr возраст определен по части аналитического сигнала, соответствующей скорее всего либо ядру (см. табл. 1, анализ помечен как cor), либо оболочке зерна (см. табл. 1, анализ помечен как -rim). По аналитической записи “а81” получены две оценки возраста 1 144 ± 18 (D1 = 0.0%, D2 = –0.1%) и 1 178 ± 18 (D1 = 3.2%, D2 = 9.4%), которые в пределах ошибки перекрываются. Анализы “a55” (очень низкие содержания U = 0.2 г/т и Th = 0.4 г/т и вследствие этого большая аналитическая ошибка) и “а87” показали не интерпретируемые значения.

 

Таблица 1. Результаты U–Th–Pb-изотопного (LA-ICP-MS) датирования зерен детритового циркона из датских песчаников мел-палеоценового новороссийско-анапского флиша, широко развитого в Сочинском синклинории, расположенном на южном склоне Западного сегмента Большого Кавказа (проба K21-012)

№ п/п	Номер анализа в пробе	U, г/т	Th, г/т	Измеренные отношения (с коррекцией на обычный свинец)						Возраст, млн лет						D1, %	D2, %
				207Pb/ 206Pb	±1σ	207Pb/ 235U	±1σ	206Pb/ 238U	±1σ	206P/ 238U	±1σ	207Pb/ 235U	±1σ	207Pb/ 206Pb	±1σ
1	a001-core	162.2	88.6	0.0948	0.00159	2.0435	0.01844	0.1563	0.00226	1 525	18	1 130	6	936	13	20.7	62.9
2	a002	232.0	204.6	0.0773	0.00105	1.9886	0.02578	0.1866	0.00185	1 129	16	1 112	9	1 103	10	0.8	2.4
3	a003	114.8	70.4	0.0752	0.00118	1.8435	0.02772	0.1778	0.00183	1 074	18	1 061	10	1 055	10	0.6	1.8
4	a004	146.2	100.7	0.0774	0.00111	2.0578	0.02834	0.1929	0.00194	1 131	17	1 135	9	1 137	10	–0.2	–0.5
5	a005	124.2	74.5	0.1128	0.00162	4.9202	0.06769	0.3164	0.00324	1 845	15	1 806	12	1 772	16	1.9	4.1
6	a006	175.0	156.3	0.1307	0.00215	3.5500	0.02698	0.1970	0.00299	2 108	17	1 538	6	1 159	16	32.7	81.9
7	a007	279.9	374.9	0.1353	0.00198	4.2220	0.05929	0.2263	0.00234	2 168	14	1 678	12	1 315	12	27.6	64.9
8	a008	139.3	75.2	0.0754	0.0011	1.9244	0.027	0.1851	0.00187	1 080	17	1 090	9	1 095	10	–0.5	–1.4
9	a009	24.4	18.4	0.0932	0.00162	3.3434	0.05616	0.2603	0.00282	1 492	19	1 491	13	1 491	14	0.0	0.1
10	a010	770.8	1026.2	0.2405	0.00448	4.3274	0.03004	0.1305	0.0023	3 123	17	1 699	6	791	13	114.8	294.8
11	a011-core	84.7	38.7	0.1110	0.00152	5.0176	0.06604	0.3277	0.00332	1 817	14	1 822	11	1 827	16	–0.3	–0.5
12	a012-core	18.2	8.8	0.0934	0.00206	3.3595	0.07166	0.2610	0.00316	1 495	24	1 495	17	1 495	16	0.0	0.0
13	a013-core	43.8	34.2	0.0808	0.00151	2.2718	0.04107	0.2040	0.00224	1 216	21	1 204	13	1 197	12	0.6	1.6
14	a014	426.5	8.8	0.0539	0.00082	0.4347	0.00638	0.0585	0.00059	369	20	367	5	366	4	0.3	0.8
15	a015-core	189.1	102.1	0.0899	0.00132	2.3097	0.0327	0.1865	0.00191	1 422	16	1 215	10	1 102	10	10.3	29.0
16	a016	106.7	175.0	0.2933	0.0053	12.2506	0.11199	0.3029	0.00499	3 435	16	2 624	9	1 706	25	53.8	101.3
17	a018-core	92.2	106.2	0.0707	0.00186	1.4615	0.03716	0.1500	0.00186	947	31	915	15	901	10	1.6	5.1
18	a019-core	863.3	833.6	0.0544	0.00089	0.3843	0.00609	0.0512	0.00053	388	21	330	4	322	3	2.5	20.5
19	a020	45.9	107.1	0.1900	0.00269	13.8571	0.19029	0.5289	0.00545	2 742	14	2 740	13	2 737	23	0.1	0.2
20	a021	95.6	90.3	0.0956	0.0013	3.5438	0.0464	0.2689	0.00272	1 540	15	1 537	10	1 535	14	0.1	0.3
21	a022-center	126.0	182.8	0.0785	0.0012	2.1522	0.03167	0.1988	0.00205	1 161	17	1 166	10	1 169	11	–0.3	–0.7
22	a023	297.4	280.5	0.1066	0.00136	4.5241	0.05547	0.3080	0.00305	1 741	14	1 735	10	1 731	15	0.2	0.6
23	a024	76.5	263.2	0.0877	0.00133	2.8357	0.04131	0.2346	0.00242	1 375	17	1 365	11	1 359	13	0.4	1.2
24	a025	115.7	169.3	0.1029	0.0015	4.1347	0.05797	0.2915	0.003	1 677	15	1 661	11	1 649	15	0.7	1.7
25	a026	312.9	139.5	0.1596	0.00268	3.1379	0.02461	0.1426	0.0022	2 451	16	1 442	6	859	12	67.9	185.3
26	a027	136.9	112.5	0.2189	0.00296	17.5131	0.22732	0.5802	0.00585	2 973	12	2 963	12	2 950	24	0.4	0.8
27	a028-rim	237.3	15.0	0.0920	0.00268	1.8014	0.01732	0.1420	0.00401	1 467	32	1 046	6	856	23	22.2	71.4
28	a029	185.8	196.8	0.1083	0.00155	4.6741	0.06419	0.3130	0.00315	1 772	15	1 763	11	1 755	15	0.5	1.0
29	a030	151.2	198.8	0.2035	0.00291	15.5082	0.21311	0.5527	0.00559	2 855	13	2 847	13	2 837	23	0.4	0.6
30	a031-center	186.8	314.5	0.1015	0.0015	4.0913	0.0585	0.2924	0.00301	1 652	16	1 653	12	1 654	15	–0.1	–0.1
31	a032	244.9	377.7	0.1020	0.00155	3.9404	0.05804	0.2801	0.00291	1 661	16	1 622	12	1 592	15	1.9	4.3
32	a033	146.5	214.0	0.1048	0.00158	4.3923	0.06421	0.3040	0.00314	1 711	16	1 711	12	1 711	16	0.0	0.0
33	a034	129.3	182.4	0.1356	0.00203	7.4450	0.10816	0.3984	0.00412	2 171	15	2 166	13	2 162	19	0.2	0.4
34	a035	238.6	264.5	0.2308	0.00493	10.6732	0.10054	0.3354	0.00657	3 058	20	2 495	9	1865	32	33.8	64.0
35	a036	69.9	66.9	0.0975	0.00211	2.3163	0.02383	0.1723	0.0034	1 577	24	1 217	7	1025	19	18.7	53.9
36	a037	162.7	138.8	0.0946	0.00152	3.4669	0.05375	0.2660	0.00277	1 519	17	1520	12	1520	14	0.0	-0.1
37	a038	77.1	50.8	0.0626	0.00231	0.9664	0.03459	0.1120	0.0016	694	46	687	18	684	9	0.4	1.5
38	a039	129.0	92.0	0.2181	0.00507	13.2056	0.12047	0.4392	0.00954	2 967	22	2 694	9	2 347	43	14.8	26.4
39	a040	120.0	53.3	0.0810	0.00146	2.0815	0.03639	0.1865	0.002	1 220	21	1 143	12	1 102	11	3.7	10.7
40	a041	869.8	740.4	0.1284	0.00182	3.0042	0.02086	0.1698	0.00216	2 076	14	1 409	5	1 011	12	39.4	105.3
41	a042	96.2	85.5	0.1264	0.0017	6.5064	0.08413	0.3733	0.00379	2 049	14	2 047	11	2 045	18	0.1	0.2
42	a043	438.0	620.9	0.1033	0.00153	2.2906	0.01727	0.1608	0.00213	1 684	15	1 209	5	961	12	25.8	75.2
43	a044	26.5	42.8	0.0917	0.002	3.1214	0.06548	0.2468	0.00296	1 462	24	1 438	16	1 422	15	1.1	2.8
44	a045	520.2	633.2	0.0524	0.00135	0.3744	0.00931	0.0518	0.0006	303	35	323	7	326	4	–0.9	–7.1
45	a046	163.8	128.5	0.1076	0.00154	4.6485	0.06377	0.3135	0.0032	1 758	15	1 758	11	1758	16	0.0	0.0
46	a047	745.5	671.9	0.0820	0.00111	2.4063	0.03135	0.2129	0.00212	1 245	15	1 244	9	1244	11	0.0	0.1
47	a048	135.0	164.2	0.1285	0.00187	6.6934	0.09341	0.3777	0.00387	2 078	15	2 072	12	2066	18	0.3	0.6
48	a049	847.2	1 029.5	0.1857	0.00335	3.5992	0.02838	0.1405	0.00227	2 705	18	1 549	6	848	13	82.7	219.0
49	a050	39.1	21.7	0.1920	0.003	13.8811	0.20861	0.5244	0.00567	2 759	15	2 742	14	2 718	24	0.9	1.5
50	a051	146.6	43.9	0.0557	0.00136	0.5303	0.01254	0.0690	0.00079	442	32	432	8	430	5	0.5	2.8
51	a052	108.7	100.4	0.0784	0.0011	2.1298	0.02911	0.1969	0.00202	1 158	16	1 159	9	1 159	11	0.0	–0.1
52	a053	211.9	151.0	0.0793	0.00105	2.2080	0.02852	0.2019	0.00205	1 180	15	1 184	9	1 185	11	–0.1	–0.4
53	a054	211.1	94.9	0.0793	0.00107	2.2018	0.02898	0.2015	0.00205	1 179	15	1 182	9	1 183	11	–0.1	–0.3
54	a055	0.2	0.4	0.6562	0.12195	95.0768	18.98061	1.0509	0.20768	4 638	159	4 635	201	4630	653	0.1	0.2
55	a056	115.3	122.0	0.0787	0.00116	2.1969	0.03162	0.2025	0.00211	1 165	17	1 180	10	1 189	11	–0.8	–2.0
56	a057-center	110.1	118.7	0.0979	0.00145	3.7485	0.05427	0.2777	0.00292	1 585	16	1 582	12	1 580	15	0.1	0.3
57	a058-core	832.6	778.0	0.0534	0.00082	0.4003	0.00602	0.0544	0.00056	345	20	342	4	341	3	0.3	1.2
58	a059	162.3	145.4	0.0595	0.00145	0.6441	0.01523	0.0786	0.00092	584	31	505	9	488	5	3.5	19.7
59	a060	208.6	168.4	0.1285	0.00185	6.7154	0.09453	0.3790	0.00396	2 078	14	2 075	12	2 072	19	0.1	0.3
60	a061	94.8	206.2	0.0657	0.00111	1.1557	0.01899	0.1276	0.00136	797	20	780	9	774	8	0.8	3.0
61	a062	78.4	66.1	0.1005	0.0016	4.0460	0.06279	0.2921	0.00316	1 633	18	1 643	13	1 652	16	–0.5	–1.2
62	a063	557.1	344.1	0.0530	0.00089	0.4028	0.00658	0.0551	0.00058	328	22	344	5	346	4	–0.6	–5.2
63	a064	272.5	298.7	0.0535	0.00135	0.4287	0.01056	0.0582	0.00068	349	33	362	8	364	4	–0.5	–4.1
64	a065-core	67.6	95.5	0.0723	0.00143	1.6708	0.03225	0.1676	0.00189	995	23	997	12	999	10	–0.2	–0.4
65	a066	47.6	42.8	0.0824	0.00147	2.4279	0.04224	0.2138	0.00236	1 254	20	1 251	13	1 249	13	0.2	0.4
66	a067	52.6	0.3	0.1142	0.00186	5.2809	0.08433	0.3356	0.00366	1867	17	1 866	14	1 865	18	0.1	0.1
67	a068	151.5	157.1	0.0948	0.00147	3.4950	0.05319	0.2673	0.00283	1 525	17	1 526	12	1 527	14	–0.1	–0.1
68	a069-rim	75.2	116.8	0.0981	0.00202	3.5719	0.07153	0.2640	0.00313	1 589	22	1 543	16	1 510	16	2.2	5.2
69	a070	159.8	165.1	0.1266	0.00204	6.4095	0.10143	0.3674	0.00395	2 051	17	2 034	14	2 017	19	0.8	1.7
70	a071	53.4	38.5	0.0788	0.00122	2.1528	0.03247	0.1982	0.00211	1 167	18	1 166	10	1 165	11	0.1	0.2
71	a072	238.8	385.8	0.1281	0.00182	5.7979	0.08062	0.3282	0.00353	2 072	14	1 946	12	1 830	17	6.3	13.2
72	a073-core	101.3	101.6	0.2137	0.00309	14.8842	0.11417	0.5051	0.00637	2 934	14	2 808	7	2 635	27	6.6	11.3
73	a074	417.6	443.1	0.0534	0.00109	0.4057	0.00808	0.0552	0.00061	344	26	346	6	346	4	0.0	–0.6
74	a075-rim	171.7	9.6	0.0601	0.00234	0.7521	0.02836	0.0908	0.00133	606	48	569	16	560	8	1.6	8.2
75	a076	81.1	105.7	0.1009	0.00158	4.0368	0.0617	0.2901	0.00315	1 641	17	1 642	12	1 642	16	0.0	–0.1
76	a077	60.7	84.0	0.1191	0.00189	5.7722	0.08914	0.3514	0.00387	1 943	16	1 942	13	1 941	18	0.1	0.1
77	a078	271.3	173.7	0.1117	0.00165	3.5493	0.05095	0.2305	0.00244	1 827	15	1 538	11	1 337	13	15.0	36.6
78	a079	97.5	94.5	0.0710	0.00114	1.5653	0.02437	0.1600	0.00169	956	19	957	10	957	9	0.0	–0.1
79	a080	456.7	758.9	0.0703	0.00104	1.5210	0.02183	0.1569	0.00162	938	18	939	9	939	9	0.0	–0.1
80	a081-rim	207.1	143.5	0.0779	0.00126	2.0879	0.03278	0.1944	0.00208	1 144	18	1 145	11	1 145	11	0.0	–0.1
81	a081-cor	261.7	153.4	0.0793	0.00129	1.9868	0.03133	0.1818	0.00194	1 178	18	1 111	11	1 077	11	3.2	9.4
82	a082	340.9	297.3	0.8268	0.01425	9.8256	0.0735	0.0862	0.00134	4 969	14	2 419	7	533	8	353.8	832.3
83	a083	46.3	39.8	0.0827	0.00147	2.2917	0.03943	0.2010	0.00221	1 262	21	1 210	12	1 181	12	2.5	6.9
84	a084-core	133.1	120.6	0.0745	0.00137	1.8039	0.03222	0.1757	0.00194	1 054	21	1 047	12	1 044	11	0.3	1.0
85	a085	310.8	456.1	0.1114	0.00167	2.6267	0.03813	0.1710	0.0018	1 823	16	1 308	11	1 018	10	28.5	79.1
86	a086	36.6	51.3	0.1881	0.00292	13.6207	0.20623	0.5252	0.00586	2 726	15	2 724	14	2 721	25	0.1	0.2
87	a087-core	42.5	9.9	0.8035	0.01167	199.1671	2.96973	1.7980	0.02198	4 928	12	5 381	15	6 633	51	–18.9	–25.7
88	a088	196.1	163.4	0.1411	0.00281	5.1118	0.04692	0.2628	0.00474	2 240	20	1 838	8	1 504	24	22.2	48.9
89	a089	656.9	500.0	0.0530	0.00092	0.3774	0.00634	0.0517	0.00054	328	22	325	5	325	3	0.0	0.9
90	a090	172.9	196.1	0.1039	0.0016	4.2929	0.06412	0.2998	0.00314	1 694	17	1 692	12	1 691	16	0.1	0.2
91	a091	3.3	0.3	0.1381	0.01015	3.8314	0.2672	0.2012	0.0066	2 204	75	1 599	56	1 182	35	35.3	86.5
92	a092	115.4	90.7	0.0789	0.00125	2.1729	0.03344	0.1997	0.00212	1 170	18	1 172	11	1 174	11	–0.2	–0.3
93	a093-core	336.2	266.4	0.0894	0.00128	2.9100	0.0406	0.2360	0.00245	1 413	16	1 384	11	1366	13	1.3	3.4
94	a094-core	360.6	250.3	0.0552	0.00103	0.5315	0.00969	0.0699	0.00075	420	24	433	6	435	5	–0.5	–3.4
95	a095-rim	157.3	52.9	0.0534	0.00161	0.3720	0.01086	0.0505	0.00062	345	39	321	8	318	4	0.9	8.5
96	a096-core	61.4	74.6	0.0800	0.00191	2.0612	0.04778	0.1869	0.0023	1 197	27	1 136	16	1105	12	2.8	8.3
97	a097	170.7	175.5	0.0793	0.00132	2.1685	0.03501	0.1983	0.00212	1 181	19	1 171	11	1 166	11	0.4	1.3
98	a098	157.7	108.4	0.1008	0.00155	3.9035	0.05854	0.2808	0.00297	1 639	16	1 614	12	1 595	15	1.2	2.8
99	a099	97.6	76.6	0.1097	0.00171	4.8492	0.07365	0.3205	0.00341	1 795	16	1 793	13	1 792	17	0.1	0.2
100	a101	1 846.6	879.8	0.1494	0.0024	0.9207	0.00751	0.0447	0.00064	2 339	16	663	4	282	4	135.1	729.4
101	a102	18.7	3.2	0.1308	0.00351	5.0741	0.13122	0.2813	0.00421	2 109	27	1 832	22	1 598	21	14.6	32.0
102	a103	103.1	80.5	0.0881	0.00137	2.8999	0.04437	0.2389	0.00258	1 384	17	1 382	12	1 381	13	0.1	0.2
103	a105	141.7	39.6	0.1276	0.00187	6.6113	0.09494	0.3758	0.00404	2 065	15	2 061	13	2 057	19	0.2	0.4
104	a106	1.7	0.5	0.2916	0.01715	4.3899	0.2256	0.1092	0.00373	3 426	54	1 710	43	668	22	156.0	412.9
105	a107	300.9	87.8	0.1743	0.00331	5.0610	0.04159	0.2106	0.00364	2 599	18	1 830	7	1 232	19	48.5	111.0
106	a108	1 201.4	186.8	0.0525	0.00094	0.3656	0.00642	0.0506	0.00055	306	23	316	5	318	3	–0.6	–3.8
107	a109	256.4	245.5	0.1020	0.00156	4.1312	0.06176	0.2938	0.00313	1 661	17	1 660	12	1 660	16	0.0	0.1
108	a110	232.7	159.9	0.0799	0.00189	1.9927	0.04576	0.1808	0.00223	1 195	26	1 113	16	1 072	12	3.8	11.5
109	a111	211.8	366.4	0.1029	0.00188	3.2342	0.02891	0.2279	0.00383	1 678	19	1 465	7	1 323	20	10.7	26.8
110	a112-core	316.8	132.8	0.0998	0.00223	1.8317	0.02102	0.1331	0.00266	1 620	24	1 057	8	806	15	31.1	101.0
111	a113	314.0	117.9	0.0570	0.00098	0.6287	0.01054	0.0800	0.00084	491	23	495	7	496	5	–0.2	–1.0
112	a114	1 336.0	874.9	0.1558	0.00241	2.3059	0.03463	0.1074	0.00112	2 410	15	1 214	11	657	7	84.8	266.8
113	a115	89.7	58.0	0.0884	0.00158	2.9356	0.05117	0.2408	0.00264	1 391	20	1 391	13	1 391	14	0.0	0.0
114	a116-core	318.1	610.3	0.1158	0.00249	4.4276	0.04191	0.2773	0.00549	1 892	23	1 718	8	1 578	28	8.9	19.9
115	a117-core	188.5	66.6	0.0965	0.00182	3.4505	0.06328	0.2594	0.00291	1 557	21	1 516	14	1 487	15	2.0	4.7
116	a118	95.8	52.1	0.0748	0.00137	1.8557	0.03326	0.1799	0.00196	1 063	22	1 065	12	1 067	11	–0.2	–0.4
117	a119-core	264.6	141.4	0.0746	0.00153	1.8381	0.03666	0.1786	0.00202	1 059	24	1 059	13	1 059	11	0.0	0.0
118	a120	185.7	133.4	0.1080	0.0019	4.6921	0.08088	0.3150	0.00342	1 767	19	1 766	14	1 765	17	0.1	0.1
119	a121	1 017.1	667.8	0.1190	0.00155	3.6143	0.046	0.2203	0.00225	1 941	13	1 553	10	1 283	12	21.0	51.3
120	a122	403.3	385.3	0.0978	0.00136	3.3825	0.04588	0.2510	0.00261	1 582	15	1 500	11	1 443	13	4.0	9.6
121	a123	133.0	147.7	0.0804	0.00125	2.2872	0.03463	0.2063	0.00219	1 207	17	1 208	11	1 209	12	−0.1	−0.2
122	a124	281.1	51.7	0.0689	0.00101	1.4131	0.02018	0.1487	0.00155	896	17	894	8	894	9	0.0	0.2
123	a125	204.5	176.8	0.0811	0.00136	2.3318	0.03826	0.2085	0.00227	1 225	19	1 222	12	1 221	12	0.1	0.3
124	a126	97.8	83.9	0.1315	0.00196	7.0267	0.10261	0.3875	0.00415	2 118	15	2 115	13	2 111	19	0.2	0.3
125	a127-rim	205.6	295.5	0.3355	0.00711	5.5284	0.05471	0.1195	0.00229	3 643	19	1 905	9	728	13	161.7	400.4
126	a128	42.7	56.8	0.1669	0.00255	11.0183	0.16549	0.4789	0.00522	2 527	15	2 525	14	2 522	23	0.1	0.2
127	a129-rim	173.6	115.0	0.0711	0.00137	1.5005	0.02824	0.1531	0.00172	961	22	931	11	918	10	1.4	4.7
128	a130	1 729.8	1 287.9	0.0647	0.00128	0.2716	0.00245	0.0305	0.00056	763	24	244	2	194	3	25.8	293.3
129	a131	255.8	261.4	0.1502	0.00348	1.4160	0.0156	0.0684	0.00142	2 348	22	896	7	426	9	110.3	451.2
130	a132	371.6	239.8	0.0927	0.00149	3.14693	0.04982	0.2463	0.00264	1 481	18	1 444	12	1 419	14	1.8	4.4

Примечание. Полужирным шрифтом выделены значения, принятые за возраст циркона (при возрасте < 1 млрд лет для вычисления возраста использованы отношения²⁰⁶Pb/²³⁸U, при возрасте ≥ 1 млрд лет – отношения²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb). Подчеркнуты минимальный и максимальный возрасты зерен детритового циркона в пробе. D1 и D2 – дискордантности датировок (D1 = 100% × (возраст (²⁰⁷Pb/²³⁵U)/возраст (²⁰⁶Pb/²³⁸U) – 1), (D2 = 100% × (возраст (²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb)/возраст (²⁰⁶Pb/²³⁸U) – 1)). В гистограммах и КПВ учитывались анализы со степенью дискордантности –10% <D1, D2 < 10% (отброшенные анализы помечены серым фоном). Суффиксы в номере анализа: core – ядро, cent – центральная часть, rim – оболочка. Для коррекции на обычный свинец использована программа ComPbCorr, составленная Andersen T. 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 свинца²⁰⁶Pb,²⁰⁷Pb и ²⁰⁸Pb в цирконе и известных изотопных соотношений между изотопами свинца, которые в программе приняты как²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18.7,²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.628, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 38.63.

 

Для возрастных оценок ~35% зерен dZr характерна сильная дискордантность (рис. 7а). Это свидетельствует о массовом термальном (метаморфическом) и/или метасоматическом воздействии (возможно, неоднократном) на проанализированные dZr, которое в разной степени нарушило их U–Th–Pb-изотопную систему, иногда очень существенно (D > 30%). В породах, из которых была отобрана проба К21-012, при их литолого-петрографическом изучении не выявлено явных следов метаморфического или метасоматического изменения. Поэтому наиболее вероятно, что “дискордантные” dZr рециклированы из пород, ранее испытавших термальное (метаморфическое) и/или метасоматическое воздействие.

В зернах dZr из песчаников изученного фрагмента разреза новороссийско-анапского флиша зафиксированы содержания U от 0.2 до 1 846 г/т и Th от 0.3 до 1 287 г/т; при этом величины Th/U варьируют от 0.005 до 3.44 (см. рис. 7г).

 

Рис. 7. Результаты изучения U–Th–Pb изотопной системы зерен детритового циркона из пробы К21-012

а – диаграмма с конкордией. Эллипсы показывают 68%-ный доверительный интервал измерений для всех анализов (±1σ);

б – на сером фоне показан увеличенный фрагмент конкордии;

в – диаграмма, иллюстрирующая средневзвешенный возраст 322 ± 7 млн лет, вычисленный по четырем наиболее молодым U–Pb-датировкам;

г – диаграмма содержаний Th и U. Анализ a55 (очень низкие содержания U = 0.2 г/т и Th = 0.4 г/т) не показан.

 

Более чем для трети проанализированных dZr характерны высокие отношения Th/U > 1.0, для 13 зерен > 1.5 и для 4 > 2.0. Такие высокие значения часто фиксируют в цирконе из меланократовых (мафических) пород [Kaczmarek et al., 2008; Linnemann et al., 2011] и/или пород, которые сформированы в обстановках метаморфизма высоких температур, низких и средних давлений [Wanless et al., 2011].

Анализы пяти dZr показали значения Th/U ниже 0.1. Такие низкие значения Th/U считают статистически свойственными метаморфогенным кристаллам циркона. Так, в работе [Skublov et al., 2012] показано, что для циркона из эклогитов часто фиксируют пониженные (< 0.1) величины Th/U, а также пониженные абсолютные содержания Th (3 г/т и ниже) и U (100 г/т и ниже), вместе с другими особенностями содержания редкоземельных элементов. При этом отметим, что пониженные (< 0.1) величины Th/U редко, но фиксируют в цирконе из магматических пород, например в очень редких (“экзотических”) породных комплексах ультранизкотемпературных гранитоидов [Harrison et al., 2007].

В остальных dZr зафиксированы величины Th/U в пределах 0.1–1.0 (причем преимущественно в пределах 0.5–1.0), которые считают статистически присущими магматогенному циркону из магматических пород кремнекислого и среднего состава [Hoskin, Schaltegger, 2003; Kirkland et al., 2015; Rubatto, 2017].

Таким образом, основным первичным источником dZr в песчаниках из изученного среднедатского фрагмента разреза новороссийско-анапского флиша примерно для 2/3 изученных dZr были кремнекислые гранитоиды и/или их вулканические аналоги, а также интрузивы и/или их вулканические аналоги умеренной кремнекислотности. Для довольно высокой доли dZr из изученной пробы первичными источниками могли быть меланократовые (мафические) породы. Источниками единичных dZr могли быть породы редких (“экзотических”) вещественных комплексов, таких как эклогиты, метаморфиты высоких температур или ультранизкотемпературные гранитоиды.

Все возрастные определения с дискордантностью |D1 & D2| > 10% исключены из рассмотрения. Оставшиеся датировки (n = 91) использованы для построения гистограммы и кривой плотности вероятности (рис. 8а, 8б). На КПВ проявлены пики 344 (яркий), 901, 1 073, 1 174 (яркий), 1 391, 1 531, 1 655, 1 770 и 2 071 млн лет, поддержанные 3 и более измерениями. Максимальный полученный возраст 2 973 ± 12 млн лет (а27, D1 = 0.44%, D2 = 0.78%), минимальный – 318 ± 3 млн лет (а108, D1 = –0.6%, D2 = –3.8%). Средневзвешенный возраст 4 самых молодых dZr показал значение 322 ± 7 млн лет (см. рис. 7в). Каких-либо очевидных закономерностей между U–Pb-возрастом и величинами Th/U для этих зерен из песчаников (проба К21-012) изученного датского фрагмента разреза новороссийско-анапского флиша не выявлено (см. рис. 8в).

 

Рис. 8. Сопоставление результатов изучения U–Th–Pb изотопной системы зерен детритового циркона из песчаников пробы К21–012, отобранной из среднедатского фрагмента разреза новороссийско-анапского флиша, с аналогичными данными по песчаникам и пескам из дочетвертичных толщ Западного Кавказа и других регионов

а – гистограмма и кривая плотности вероятности (КПВ) возрастов dZr из пробы К21–012 (провенанс-сигнал Z0) и КПВ аналогичных данных по позднепермско-раннетриасовой толще Московской синеклизы, опорный разрез “Жуков овраг”, по работе [Чистякова и др., 2020] (провенанс-сигнал Z6); б – увеличенный фрагмент КПВ (см. рис. 8а); в – диаграмма “Th/U vs U–Pb-возраст”, проба К21–012; г, д – КПВ или гистограммы U–Pb-возрастов dZr из песчаников кайнозойских толщ Западного Кавказа и Западно-Кубанского прогиба:

Z1 (гистограмма). Песчаники олигоценовой мацестинской свиты. Большой Сочи, д. Шиловка, Западный Кавказ, южный склон. Проба Ер-1/1 (n = 50) из работы [Митюков и др., 2011];

Z2 (гистограмма). Песчаники олигоценовой хостинской свиты. Большой Сочи, п. Мамайка, Западный Кавказ, южный склон. Проба Ма-2/1 (n = 50) из работы [Митюков и др., 2011];

Z3 (КПВ). Западный Кавказ. Южный склон. Нижнеолигоценовые песчаники (нижний майкоп). WС-99/3 (n = 70) из работы [Vincent et al., 2013];

Z4 (КПВ). Песчаники пограничных уровней разреза между верхним миоценом и нижним плиоценом (киммерий), Таманский п-ов. Периклинальное погружение западного сегмента Большого Кавказа. Проба WС-139/1) (n = 70) из работы [Vincent et al., 2013];

Z5 (КПВ). Песчаники верхнеолигоцен-нижнемиоценового фрагмента средней части разреза майкопской серии. Индоло-Кубанский прогиб. Проба ILN#13_700 керна из скважины с глубины 700–706 м (n = 68) из работы [Vincent et al., 2013].

Голубая полоса J2 маркирует широко проявленный в Крыму и на Западном Кавказе среднеюрский магматизм.

 

ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

В настоящее время нам известны только две работы, в которых представлены результаты U–Pb-датирования dZr из песчаников и песков дочетвертичных толщ Западного Кавказа и Западно-Кубанского прогиба. Все данные сведены на рис. 8, провенанс-сигналам присвоены названия Z1–Z5.

Z1, Z2. В работе [Митюков и др., 2011] представлены гистограммы значений U–Pb (SHRIMP) возраста dZr из олигоценовых песчаников южного склона Западного Кавказа: из окрестностей селения Мамайка (Z1, мацестинская свита) и окрестностей селения Шиловка (Z2, хостинская свита).

Z3–Z5. В работе [Vincent et al., 2013] представлены результаты анализа минералогического состава кайнозойских песчаников северного Причерноморья – Таманского полуострова, Предкавказья (Индоло-Кубанский прогиб) и разных районов Западного и Центрального Кавказа. В этих результатах не выявлены признаки размыва Кавказа в раннем неогене. Для пяти из этих проб в работе также приведены сведения о U–Pb-возрастах зерен dZr, полученные с помощью SHRIMP-RG-технологии. В том числе одна проба (Z3, WC99/3, n = 70) характеризует песчаники, участвующие в строении олигоценового (рюпель) флишоидного разреза, обнаженного на северной окраине сел. Новая Шиловка, примерно в 7.5 км к северо-западу от аэропорта Адлер (южный слон Западного Кавказа). Вторая проба (Z4, WC139/1, n = 70) характеризует миоцен(?)-нижнеплиоценовые (пограничные горизонты между плиоценом и плейстоценом, т. е. между мессинием и занклием) аллювиальные пески, вскрытые в карьере Цимбал в северной части пос. Сенной, расположенного в кутовой части Таманского залива (южное погружение Западного Кавказа). Третья проба (Z5, ILN-13, n = 68) характеризует сублитаренитовые песчаники средней части разреза (хатский и аквитанский ярусы) майкопской серии, вскрытые бурением (глубина 700–706 м) на правобережье р. Кубани, примерно в 25 км к северу от ст. Темижбекской.

К сожалению, означенные материалы не удовлетворяют современным требованиям и стандартам, предъявляемым к данным такого рода.

Во-первых, наборы возрастов dZr, обсуждаемые в этих работах, статистически не представительны, так как они включают в себя всего по 50 датировок в работе [Митюков и др., 2011] и всего по 70 и менее датировок в работе [Vincent et al., 2013], а с учетом селекции по степени дискордантности – и еще меньше. Это значимо ниже рекомендаций, предложенных в работах [Andersen, 2005; Vermeesch, 2004, 2012], для статистически надежных и представительных данных.

Во-вторых, представленные геохронологические данные методически несовершенны. В приведенных первичных цифровых таблицах в работе [Vincent et al., 2013] для датировок, вычисленных по изотопному отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U, отсутствуют сведения об измеренных изотопных отношениях ²⁰⁷Pb/²³⁵U и ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb и полученным по ним возрастам. А это не позволяет вычислить показатель дискордантности единичных изотопных анализов и провести необходимую селекцию аналитических результатов по их качеству. Возможно, что для построения КПВ, приведенных в работе [Vincent et al., 2013], использованы, в числе прочего, и существенно дискордантные оценки возраста, которые должны быть исключены из рассмотрения.

Кроме того, нет сведений о воспроизводимости датировок цирконовых стандартов, подтверждающих стабильность работы аппаратуры в процессе измерений и надежность изотопных датировок изученных dZr, и т. п.

Все это вынуждает классифицировать эти материалы только как предварительные, требующие дальнейшего подтверждения. Ни отдельные пиковые значения на КПВ, ни тем более возрасты единичных dZr нельзя содержательно интерпретировать. Только такие обобщенные характеристики провенанс-сигнала изученных толщ, как приблизительные временны́е рамки больших групп dZr, примерные количественные соотношения между этими группами и т. п. могут быть использованы для сопоставления с аналогичными данными по другим толщам.

Сопоставление новых данных о U–Pb-возрастах dZr из песчаников датской части разреза новороссийско-анапского флиша (Z0, проба К21-012) с полученными ранее однотипными пилотными данными для мацестинской (Z1) и хостинской (Z2) свит, а также песчаников флишоидного разреза у с. Новая Шиловка (Z3) (все – южное побережье Западного Кавказа), Таманского полуострова (Z4) и Индоло-Кубанского прогиба (Z5) (см. рис. 8) показало в целом схожесть характера распределения возрастов. Во всех провенанс-сигналах представлены рассеянные архейские датировки и отсутствуют раннепалеопротерозойские. Средний и поздний палеопротерозой, мезопротерозой и ранний неопротерозой количественно представлены чуть более представительно, чем архей, но также без формирования каких-либо компактных групп dZr близкого возраста. Средний неопротерозой фактически отсутствует, а поздний неопротерозой и ранний палеозой представлены единичными зернами.

В более молодой части спектра возрастов в провенанс-сигналах Z0–Z4 и Z5 присутствуют видимые различия. В Z0 выявлена плотная группа из 6 каменноугольных возрастов, при этом зерен моложе ~320 млн лет нет. А в провенанс-сигналах Z1–Z5 выявляются группы зерен циркона с пермо-триасовыми возрастами (300– 200 млн лет) и единичные более молодые. Отмечая этот факт, мы его, однако, никак не интерпретируем, поскольку не считаем данные Z1–Z5 надежными (см. комментарии ранее).

Возраст изученной толщи новороссийско-анапского флиша (Z0, проба К21-012) ограничен интервалом 63.9–65.3 млн лет, а самые молодые датировки dZr из песчаников этой толщи – около 320 млн лет. Временной зазор более 250 млн лет! В течение этого интервала в области Крымско-Кавказского бассейна происходили тектонические события, сопровождаемые магматической активностью с формированием кристаллических комплексов, содержащих циркон. В числе этих событий – широко распространенный среднеюрский магматизм Кавказа и Крыма. Для ряда магматитов Крыма и Западного/Центрального Кавказа юрский возраст надежно подтвержден современными высокоточными геохронологическими датировками.

1. Породы юрской базальт-андезит-дацитовой ассоциации Карачаевской вулканической области (Центральный Кавказ) с возрастом ~185 млн лет по результатам Ar–Ar-датирования минеральных фракций биотитов и полевых шпатов [Гурбанов и др., 2011].
2. Породы бимодальной магматической ассоциации хуламского вулкано-плутонического комплекса c возрастом 167±4 млн лет, распространенного в Кабардино-Балкарии (центральная часть Северного Кавказа) по результатам U–Pb- и K–Ar-датирования [Кайгородова, 2022; Кайгородова, Лебедев, 2022].
3. Базальтовые потоки (субвулканические тела), распространенные на окраине селения Малое Псеушко (Западный Кавказ), для которых установлен U–Pb– SHRIMP-возраст акцессорного циркона 169±5 млн лет [Герасимов и др., 2022].
4. Тела риодацитов с возрастом около 170 млн лет, распространенные в привершинной части г. Индюк (Западный Кавказ), наши неопубликованные данные.
5. Вулканиты Карадага (восток Горного Крыма) с Ar–Ar-возрастом 172.8±5 млн лет [Popov et al., 2019].
6. Долериты Первомайского штока с возрастом 174.2±2 млн лет и габбро-долериты Джидаирской интрузии с возрастом 169.7±1.5 млн лет в окрестностях с. Трудолюбовка (Центральная часть Горного Крыма), данные U–Pb– SHRIMP-датирования [Морозова и др., 2017].
7. Плагиориолиты скалы Монах района мыса Фиолент (запад Горного Крыма) с возрастом 168.3±3 млн лет [Кузнецов и др., 2022].

При этом тела магматитов (3) и (4) из приведенного списка расположены в непосредственной близости (всего около 20–30 км) от места отбора пробы К21–12. Однако циркон с юрским возрастом в песчаниках из этой пробы не зафиксирован (см. рис. 8а, 8б), т. е. признаков размыва юрских магматических комплексов Крыма или Западного Кавказа и поступления их эрозионных продуктов в изученную толщу новороссийско-анапского флиша не выявлено.

Сопоставление набора возрастов dZr из пробы К21-012 с аналогичными данными (Z6) по песчаникам красноцветной верхнепермской толщи Московской синеклизы в опорном разрезе “Жуков овраг” [Чистякова и др., 2020] выявило их удивительное сходство (см. рис. 8а). Кроме того, частотные пики в возрастных наборах dZr из современных аллювиальных песков в нижних течениях Волги [Allen et al., 2006, Koltringer et al., 2022] и Дона [Koltringer et al., 2022] и из песчаников пробы К21–012, сходны. Все это однозначно указывает на то, что обломочный материал, слагающий новороссийско-анапский флиш, принесен с ВЕП.

Результаты изучения dZr дополняют результаты анализа сейсмостратиграфических данных, явно указывающих на то, что в палеоцене поступление обломочного материала в северную часть Крымско-Кавказского бассейна, которая в настоящее время изолирована как Западно-Кубанский прогиб, происходило с севера со стороны ВЕП. Результаты по dZr свидетельствуют о том, что и в более южную часть Крымско-Кавказского бассейна, который в настоящее время развивается как Туапсинский прогиб, обломочный материал поступал со стороны ВЕП, а признаков размыва комплексов Кавказа, вмещающих юрские магматиты, не зафиксировано. Основной объем материала в бассейн поставляли рециклированные пермо-триасовые и более молодые толщи ВЕП, которые в свою очередь, по нашему мнению, были сформированы преимущественно за счет накопления рециклированных продуктов разрушения кристаллических комплексов и древних осадочных толщ, вовлеченных в строение Палеоуральского позднепалеозойского орогена.

Сопоставление новых данных о U–Pb-возрастах dZr новороссийско-анапского флиша (проба К21-012) с имеющимися аналогичными данными о мезозойских и кайнозойских толщах Горного Крыма (ГК) показано на рис. 9.

 

Рис. 9. Сопоставление кривых плотности вероятности (КПВ) U–Pb-возрастов зерен детритового циркона из пробы К21–012 с аналогичными данными по Крыму в интервале возрастов < 1 млрд лет

В кружках: Z7 – интегральная КПВ, суммирующая результаты U–Pb-датирования зерен детритового циркона из средне- и верхнеюрских грубообломочных толщ Горного Крыма (4 пробы в разных географических локациях, n = 269, по работе [Романюк и др., 2020], Z8 – интегральная КПВ, суммирующая данные по 9 пробам из среднеюрских-неогеновых песчаников Горного Крыма (по работе [Nikishin et al., 2015a], n = 602);

n – число анализов, использованных для построения КПВ. Желтые овалы маркируют три этапа магматической активности, проявленные в Скифско-Понтидском вулканическом поясе: 360–315 млн лет, 315–270 млн лет и 270– 200 млн лет. Голубая полоса J2 маркирует широко проявленный в Горном Крыму, Западном и Центральном Кавказе среднеюрский магматизм. Сиреневым шрифтом дана информация о возможных первичных источниках циркона разного возраста.

 

В ГК широко распространены магматиты среднеюрского возраста (см. пп. 5–7 в приведенном списке в начале раздела). При этом в юрских грубообломочных толщах ГК (провенанс-сигнал Z7) dZr со среднеюрскими возрастами не выявлено. Только в одной из 4 изученных толщ (верхнедемерджийская свита, г. Южная Демерджи [Рудько и др., 2018, 2019; Kuznetsov et al., 2019] зафиксирован вклад локального источника с позднеюрским возрастом ~154 млн лет. Однако о том, что юрские магматические комплексы восточной и/или центральной части Кавказа в позднем мезозое и/или раннем кайнозое были экспонированы и размывались, а продукты их разрушения попадали в осадочные толщи восточного и центрального Предкавказья/Закавказья, указывают многочисленные dZr с юрскими возрастами в байосских песчаниках на востоке [Allen et al., 2006] и западе [Cowgill et al., 2016] Большого Кавказа. Интересно отметить, что значительное количество среднеюрских dZr надежно зафиксировано в более молодых толщах ГК – в суммарных данных по юрско-неогеновым песчаникам Южного берега Крыма [Nikishin et al., 2015a] (провенанс-сигнал Z8). Это может означать, что содержащие юрские магматиты толщи, экспонированные в настоящее время на Кавказе и в ГК, периодически и в заметно разное время выводились на эрозионный срез. На Западном Кавказе и в ГК это произошло позже, чем на Центральном и Восточном Кавказе.

Важно также отметить, что отсутствующий в песчаниках из среднедатского фрагмента разреза новороссийско-анапского флиша (Z0) пермо-триасовый циркон надежно установлен в юрских грубообломочных толщах ГК (Z7, см. рис. 9). При этом анализ возможных источников сноса для обломочных пород этих толщ показал, что существенный вклад в седиментационные потоки, питающие эти толщи, вносили продукты эрозии кристаллических комплексов Пери-Гондванских террейнов и/или океана Реик [Романюк и др., 2020; Кузнецов, Романюк, 2021].

Накопленные к настоящему времени результаты U–Pb-датирования dZr из обломочных толщ различных стратиграфических уровней и разных географических локаций ГК и Кавказа фиксируют существенные различия в источниках сноса для западных, центральных и восточных частей Крымско-Кавказского бассейна, а также смену положения источников обломочного материала в процессе эволюции этого бассейна. Однако для точного определения временны́х рубежей, на которых происходили критические смены направлений седиментационных потоков, изменения питающих провинций и т. п., сегментации Крымско-Кавказского бассейна на различных этапах эволюции ЧеБАК региона и детальных палеогеографических реконструкций для этого региона нужен гораздо бóльший объем данных.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Представлены первые результаты U–Th–Pb- изотопного датирования dZr из среднедатских песчаников мел-эоценового новороссийско-анапского флиша, широко развитого в северной и центральной частях Сочинского синклинория, расположенного на южном склоне Западного Кавказа. Проба К21-012 отобрана в прибрежном скальном обнажении на участке “Скала Киселева”, расположенном между г. Туапсе и пос. Агой. Комплекс наннопланктона из светло-серых известковых алевро-аргиллитов верхнего элемента того же самого турбидитового ритма, в песчаниках основания которого отобрана проба К21-012, надежно ограничивает возраст опробованного фрагмента разреза толщи новороссийско-анапского флиша интервалом 63.9–65.3 млн лет. Изучение U–Th–Pb- изотопной системы выполнено для 130 зерен dZr. Возрастные оценки для ~35% зерен характеризуются сильной дискордантностью, что свидетельствует о термальном и/или метасоматическом воздействии (возможно, неоднократном) на проанализированные зерна циркона. Для построения гистограммы и кривой плотности вероятности использована 91 кондиционная датировка. Максимальный возраст 2 973±12 млн лет, минимальный – 318±3 млн лет; средневзвешенный возраст 4 самых молодых зерен ~322±7 млн лет. В провенанс-сигнале представлены рассеянные архейские датировки и отсутствуют раннепалеопротерозойские. Средний и поздний палеопротерозой, мезопротерозой и ранний неопротерозой количественно характеризуются чуть более представительно, чем архей, но также без формирования каких-либо компактных групп dZr близкого возраста. Средний неопротерозой фактически отсутствует, а поздний неопротерозой и ранний палеозой представлены единичными зернами. Только 6 каменноугольных датировок образуют плотную группу, которая проявлена на КПВ ярким пиком ~344 млн лет.

По содержаниям U и Th основным первичным источником циркона из песчаников среднедатского интервала новороссийско-анапского флиша наиболее вероятно были кремнекислые и умеренно кремнекислые гранитоиды и/или их вулканические аналоги. Довольно высокую долю среди первичных источников циркона могли составлять меланократовые (мафические) породы. Источниками единичных dZr могли быть редкие (“экзотические”) породные комплексы, такие как эклогиты, метаморфиты высоких температур или ультранизкотемпературные гранитоиды. Не выявлено каких-либо очевидных закономерностей или зависимостей между U–Pb-возрастом dZr из песчаников среднедатского интервала новороссийско-анапского флиша и величинами Th/U для этих зерен.

Сопоставление полученных возрастных наборов dZr из пробы К21-012 (Z0) с имеющимися аналогичными данными для палеоген-неогеновых и раннечетвертичных (ранний плейстоцен) обломочных пород других районов Западного Кавказа и Западного Предкавказья (Z1–Z5) показало в целом схожесть провенанс-сигналов в докембрийской части спектра возрастов dZr.

Временнóй зазор (разрыв) между возрастом изученного среднедатского фрагмента разреза новороссийско-анапского флиша (Z0) и самыми молодыми датировками dZr из песчаников этого разреза – около 250 млн лет. В этот период (от ~64 до ~322 млн лет) в Крымско-Кавказском бассейне и его обрамлении был широко проявлен юрский магматизм. Некоторые магматические тела, возраст которых подтвержден современными высокоточными геохронологическими датировками, расположены всего в 20–30 км от места отбора пробы К21-012. Однако dZr с юрским возрастом в пробе не зафиксировано, т. е. признаков размыва юрских магматических комплексов и поступления их эрозионных продуктов в изученный фрагмент новороссийско-анапского флиша не выявлено.

Сопоставление набора возрастов dZr из пробы К21-012 с аналогичными данными по песчаникам красноцветной верхнепермской толщи Московской синеклизы в опорном разрезе “Жуков овраг” (Z6) показало их удивительное сходство. Несколько ярких пиков на КПВ возрастных наборов dZr из современных аллювиальных песков дельты Волги и Дона [Allen et al., 2006; Koltringer et al., 2022], дренирующих обширные площади ВЕП, фактически повторяют пики на КПВ для пробы К21-012. Все это указывает на то, что обломочный материал, слагающий среднедатский фрагмент разреза новороссийско-анапского флиша, принесен с ВЕП.

Приведенные в статье первые результаты изучения dZr из песчаников среднедатского фрагмента разреза новороссийско-анапского флиша дополняют результаты анализа сейсмостратиграфических материалов о Западно-Кубанском прогибе, явно указывающих на то, что в палеоцене поступление обломочного материала в северную часть Крымско-Кавказского бассейна, которая в настоящее время изолирована как Западно-Кубанский прогиб, и далее на юг в те части Крымско-Кавказского бассейна, реликты которых сейчас слагают Сочинский синклинорий, происходило с севера. Признаков размыва комплексов Большого Кавказа, содержащих юрские магматиты, не зафиксировано. Мы полагаем, что и в более южную часть Крымско-Кавказского бассейна, которая в настоящее время представляет собой Туапсинский прогиб, обломочный материал поступал со стороны ВЕП.

Основной объем материала в бассейн поставляли рециклированные пермо-триасовые и более молодые толщи ВЕП, которые в свою очередь, по нашему мнению, были сформированы преимущественно за счет накопления рециклированных продуктов разрушения кристаллических комплексов и древних осадочных толщ, вовлеченных в строение Палеоуральского позднепалеозойского орогена.

Накопленные к настоящему времени результаты U–Th–Pb-изотопного датирования dZr из обломочных пород различных стратиграфических уровней и географических локаций в пределах ЧеБАК региона фиксируют существенные различия в источниках сноса для западных, центральных и восточных частей Крымско-Кавказского бассейна, а также их смену в процессе эволюции бассейна. Однако для точного определения временны́х рубежей, на которых происходили критические смены седиментационных обстановок, направлений седиментационных потоков, источников сноса и т. п., сегментации Крымско-Кавказского бассейна в различные периоды и для детальных реконструкций палеогеографических обстановок нужен гораздо бóльший объем данных.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работы выполнены в соответствии с планами научных исследований по проекту РНФ-23-27-00409 (руководитель Т. В. Романюк).

作者简介

N. Kuznetsov

Geological Institute RAS

编辑信件的主要联系方式.
Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1

T. Romanyuk

Schmidt Institute of Physics of the Earth RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 123242, Moscow, Bolshaya Gruzinskaya, 10, bld. 1

A. Shatsillo

Schmidt Institute of Physics of the Earth RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 123242, Moscow, Bolshaya Gruzinskaya, 10, bld. 1

I. Latysheva

Geological Institute RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1

I. Fedyukin

Schmidt Institute of Physics of the Earth RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 123242, Moscow, Bolshaya Gruzinskaya, 10, bld. 1

A. Strashko

Geological Institute RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1

A. Novikova

Geological Institute RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1

E. Shcherbinina

Geological Institute RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1

A. Drazdova

Geological Institute RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1

E. Makhinya

Geological Institute RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1

A. Marinin

Schmidt Institute of Physics of the Earth RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 123242, Moscow, Bolshaya Gruzinskaya, 10, bld. 1

A. Dubenskiy

Geological Institute RAS; Lomonosov Moscow State University

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1; 119991, Moscow, Leninskiye Gory, 1, bld. 3

K. Erofeeva

Geological Institute RAS; Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1; 119017, Moscow, Staromonetny lane, 35

V. Sheshukov

Geological Institute RAS

Email: kouznikbor@mail.ru
俄罗斯联邦, 119017, Moscow, Pyzhevsky lane 7, bld. 1

参考

补充文件