МАГМАТИТЫ ГОРЫ КАСТЕЛЬ – ЛОКАЛЬНЫЙ ИСТОЧНИК ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА ДЛЯ ДЕМЕРДЖИЙСКОЙ СВИТЫ (г. ЮЖНАЯ ДЕМЕРДЖИ) ГОРНОГО КРЫМА

1. ВВЕДЕНИЕ

Строение киммерийского структурного комплекса Горного Крыма. Геологическое строение п-ова Крым охарактеризовано в большом количестве публикаций (см. обзорные работы [Mazarovich, Mileev, 1989; Nikishin et al., 2006, 2017, 2020a; Mileev et al.,1995, 2006, 2009; Yudin, 2011; Okay, Nikishin, 2015; State Geological Map…, 2019] и ссылки в данных работах). В Крыму выделяют два тектонических подразделения наиболее крупного ранга: Степной Крым и Горный Крым. Степной Крым – это фрагмент эпигерцинской Скифской плиты, а Горный Крым – это киммерийская складчатая область, вовлеченная в синальпийское горообразование. В пределах Горного Крыма отчетливо обособлены три орографически различных района, называемые Первая, Вторая и Третья гряды (рис. 1).

В геологическом строении Горного Крыма выделяют два структурно-тектонических этажа: нижний (киммерийский), представленный складчатым комплексом, – киммерийский фундамент, и верхний (синальпийский), представляющий собой эпикиммерийский чехол.

Киммерийский структурный комплекс Горного Крыма представлен неравномерно деформированными и дислоцированными осадочными, реже – вулканогенно-осадочными и вулканическими толщами, относимыми к стратиграфическому интервалу от верхов триаса до верхов юры, а возможно, и самых низов нижнего мела. Этот структурный комплекс был сформирован в ходе нескольких деформационных этапов, в результате которых образовались разнообразные складчатые и покровно-надвиговые структуры. Киммерийский структурный комплекс хорошо обнажен в пределах Первой гряды Горного Крыма и образует структурное основание моноклинали Второй гряды Горного Крыма, сложенной синальпийским структурным комплексом. Синальпийский структурный комплекс состоит из залегающих моноклинально меловых и кайнозойских толщ. Ими сложены верхние элементы структуры Второй гряды и Третья гряда Крымских гор.

В разрезе киммерийского складчатого комплекса Горного Крыма выделяют пять серий: эскиординскую, таврическую, карадагскую, судакскую и яйлинскую [Mileev et al., 2006]). Серии, как правило, имеют тектонические взаимоотношения. Образования эскиординской и таврической серий считают практически одновозрастными [Panov et al., 2001; Nikishin et al., 2020b], в то время как прочие серии в сводном стратиграфическом разрезе киммерийского комплекса Горного Крыма «надстраивают» друг друга.

В тектоническом отношении в киммерийском структурном комплексе Горного Крыма выделяют две структурные зоны, имеющие различное строение: Горно-Крымскую и Лозовскую [Slavin, 1989; Panov, 2002; Mileev et al., 2006]. Последнюю из них в некоторых работах называют зоной смятия [Mileev et al., 1997] или зоной Симферопольского меланжа [Yudin, 1993].

Магматиты киммерийского структурного комплекса Горного Крыма. В Горном Крыму магматические проявления, приуроченные к киммерийскому складчатому комплексу, сосредоточены по меньшей мере в шести ареалах – «Фиолент-Гераклея», «Бодрак-Первомайский», «Карадаг», «Аюдаг-Кастель», «Сарыч-Форос-Олива» и «Верхняя Кача» (рис. 1) [Muratov, 1969; Spiridonov et al., 1990; Yudin, 2003; Kuznetsov et al., 2022b]. До недавнего времени возраст магматитов в Горном Крыму был обоснован преимущественно полевыми (в т.ч. в отдельных случаях биостратиграфическими) методами и очень ненадежными геохронологическими данными (результаты K/Ar или Ar/Ar изотопного датирования). Активное развитие методов U-Pb датирования циркона (в модификациях SIMS, SHRIMP, LA-ICP-MS и др.) привело к тому, что в последнее десятилетие стали появляться высокоточные оценки изотопного возраста магматитов Горного Крыма. Их краткая сводка вместе с некоторыми устаревшими геохронологическими данными и выборочной другой информацией по магматическим ареалам Горного Крыма приведена ниже.

1. «Фиолент-Гераклея». Апоперидотитовые серпентиниты, габброиды, базальты, долериты и плагиориолиты, обнаженные в береговых скалах в районе мыса Фиолент [Demina et al., 2015, 2017; Promyslova et al., 2014, 2016, 2017], а также вскрытые скважинами на Гераклейском плато [Shnyukova, 2016]. Для плагиориолитов скалы Монах района мыса Фиолент получена конкордантная возрастная оценка – 168.3±1.3 млн лет (U-Pb изотопное датирование, 20 анализов, выполненных по 20 кристаллам циркона, SHRIMP-II, ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург) [Kuznetsov et al., 2022b]. В настоящее время это самая надежная в методическом и метрологическом смысле геохронологическая датировка магматических образований Крыма. С плагиориолитами скалы Монах района мыса Фиолент пространственно, а скорее всего и парагенетически, связаны околорудные (мыс Виноградный) и рудные (плато Гераклея на одноименном полуострове) колчеданные образования, а также подушечные базальты, габброиды и серпентинизированные гипербазиты, объединяемые в офиолитовую ассоциацию мыса Фиолент. Полученная датировка – это верхнее возрастное ограничение времени формирования всей офиолитовой ассоциации мыса Фиолент.

2. «Бодрак-Первомайский». Среднеюрская толща вулканогенно-осадочных пород, распространенных в окрестностях с. Трудолюбовка (включая Первомайский шток и Джидаирскую интрузию), и пространственно тяготеющие к полям развития пород этой толщи мелкие тела габброидов, диабазов, габбро-диабазов, долеритов, габбро-диоритов и микродиоритов [Nikitin, Bolotov, 2006; Nikitin et al., 2006]. Возраст (SHRIMP-II, U-Pb изотопные датировки по циркону) долеритов Первомайского штока по 16 кристаллам циркона составил 174.2±1.2 млн лет, габбро-долеритов Джидаирской интрузии по 9 кристаллам циркона – 169.7±1.5 млн лет, порфировых лейкократовых базальтов из силлоподобного тела, расположенного к востоку от с. Трудолюбовка, по пяти кристаллам циркона – 144.2±2.0 млн лет. Базальтоиды еще для двух тел (по двум и одному кристаллу циркона – статистически ненадежные данные) 136 и 125 млн лет [Morozova et al., 2017].

3. «Карадаг». Базальты, андезиты и дациты, слагающие часть горного массива Карадаг, включающего две вулканические постройки – Хоба-Тепе и Святая Гора. В работе [Meijers et al., 2010] были представлены результаты Ar/Ar изотопного датирования нескольких образцов из магматитов ареала «Карадаг», которые показали возраст 142–151 млн лет. Недавно для вулканитов Карадага получен Ar/Ar изотопный возраст 172.8±4.5 млн лет [Popov et al., 2019], который существенно отличается от полученных ранее оценок [Meijers et al., 2010].

4. «Аюдаг-Кастель». Массивы габброидов и гранитоидов, слагающих крупные интрузивы Аюдаг, Кастель, Урага, Чамны-Бурун и ассоциированные с ними меньшие интрузивные тела (Плака, Малый Маяк, Верблюд, Шарха, Сераус, Ай-Йори, Партенит) и множество мелких безымянных магматических тел, входящих в этот ареал (рис. 2), по регионально-геологическим данным принято считать бат-байоскими [Spiridonov et al., 1990; и мн. др.].

Современных U-Pb датировок по циркону для магматитов этого ареала до нашей работы не было. Устаревшие, не удовлетворяющие современным требованиям оценки возраста пород по валовым пробам K/Ar методом для нескольких массивов (Кастель, Шарха, Урага, Сераус, Ай-Йори) показали очень широкий разброс значений: от позднего триаса до позднего мела (см. обзор в работе [Yudin, 2012]). Так, например, возраст пород массива Шарха в работе [Geological Map…, 1984] оценен в 158±8 млн лет, а в работе [Shnyukov et al., 1997] – ~185 млн лет (монофракция плагиоклаза). Возраст плагиогранит-порфиров Кастельского интрузива был оценен как 170±6 млн лет [Bagdasaryan, Lebedinsky, 1967].

5. «Сарыч-Форос-Олива». Долериты, андезибазальтовые порфириты и дациты, слагающие субвулканические тела, гипабиссальные штоки и силлы, пространственно и, по-видимому, парагенетически ассоциирующие со среднеюрскими туфогенно-осадочными толщами, распространенными в западной части южного берега Крыма – в полосе от дачи Тессели на западе, через район Фороса до пос. Олива (бывшая Мухалатка) на востоке. К этому же ареалу, очевидно, следует относить также магматические образования, установленные на дне Черного моря в 44 км к югу от Балаклавской бухты (Форосский выступ). С Форосского выступа во время экспедиций НИС «Профессор Водяницкий» и «Владимир Паршин» с глубины 1240, 1606 и 1757 м были драгированы дациты, для которых получена оценка K/Ar изотопного возраста ~197 млн лет [Shnyukova, 2016]. Прямых геохронологических оценок возраста магматитов наземной части ареала «Сарыч-Форос-Олива» до сих пор не опубликовано. Фактически общепринято считать их среднеюрскими [Muratov, 1969; Lebedinsky, Solovyov, 1988].

6. «Верхняя Кача». Магматические породы, залегающие среди осадочных пород, отнесенных к таврической серии, вскрытые бурением на нескольких интервалах вертикальной мощностью от 50 до 150 м в центральной части Качинского поднятия. Самые общие сведения об этих магматитах со ссылками на результаты крупномасштабных геолого-съемочных работ В.И. Иванова и Б.И. Чайковского приведены в статьях [Lysenko, 2019а, 2019b]. Там же высказано предположение о позднетриасовом возрасте этих магматических образований.

Таким образом, только для трех магматических объектов Горного Крыма – для Первомайского штока, Джидаирской интрузии и плагиориолитов скалы Монах – к моменту написания настоящей статьи были известны надежные U-Pb датировки по сингенетичному акцессорному циркону.

Обзор стратиграфических образований Горного Крыма, охарактеризованных U-Pb датированием зерен детритового циркона. К настоящему времени уже опубликованы результаты U-Pb датирования зерен детритового циркона (dZr) из некоторых стратиграфических образований Горного Крыма, которые обеспечили информацию о первичных источниках сноса для песчаных пород изученных осадочных толщ (см. рис. 1). Так, в работе [Nikishin et al., 2017] представлены суммарные результаты U-Pb датирования dZr из набора проб песчаников, попадающих в стратиграфический интервал от средней юры до неогена. В работах [Nikishin et al., 2016; Rud’ko et al., 2018, 2019; Kuznetsov et al., 2019; Romanyuk et al., 2020] приведены результаты изучения dZr из песчаников средне- и верхнеюрских грубообломочных толщ, в работе [Kuznetsov et al., 2024] – для среднеюрских песчаников ченкской толщи. В работах [Nikishin et al., 2020b; Kuznetsov et al., 2022а] представлены результаты U-Pb изотопного датирования детритового циркона, характеризующие песчаники из таврической и эскиординской серий.

Прямые геохронологические исследования магматитов, представленных на современном эрозионном срезе, и изучение провенанс-сигналов разновозрастных осадочных толщ в одном и том же регионе дополняют друг друга. Их сопоставление позволяет тестировать положение источников сноса, а также палеогеографические и палеотектонические реконструкции для различных временных рубежей. В некоторых случаях результаты U-Pb изотопного датирования зерен dZr могут с высокой вероятностью определить магматические комплексы, которые были (или могли быть) непосредственными локальными источниками для пород изученной толщи.

В настоящей статье представлены первые результаты U-Pb изотопного датирования акцессорного циркона из магматитов г. Кастель и зерен dZr из нижней подсвиты демерджийской свиты (юго-западный склон г. Южная Демерджи). Выполнено сопоставление имеющихся на сегодняшний день датировок магматитов и результатов датирования зерен dZr из некоторых триас-юрских осадочных толщ Горного Крыма с целью уточнения источников сноса и тестирования палеогеографических реконструкций в Крымском регионе в конце мезозоя.

2. ИНТРУЗИВ ГОРЫ КАСТЕЛЬ

Интрузив горы Кастель (Кастельский интрузив) – это одно из относительно крупных магматических тел, выведенных на современный эрозионный срез в пределах магматического ареала «Аюдаг-Кастель» (см. рис. 1; рис. 2). Массив Кастель имеет в плане овальное очертание (вытянут в близмеридиональном направлении) и размер около 800×400 м [State Geological Map..., 2008; Yudin, 2012; Routes..., 2021]. Интрузив внедрен в сложно дислоцированную флишевую таврическую серию и слабо тектонизирован.

Геодинамическая природа (в частности, аллохтонное или автохтонное положение?) Кастельского интрузива до сих пор дискуссионна. Имеющиеся геологические ограничения по результатам изучения контактовых зон массива с вмещающими породами и корреляций интрузива с другими магматическими телами (как близко, так и далеко расположенными) различного морфологического типа и генетической природы (дайки, жилы, штоки, потоки и покровы подушечных базальтов и андезибазальтов и др.) во многом субъективны, разные исследователи их часто оспаривают и допускают кардинально различные толкования (см., например, обзор в работе [Yudin, 2012]). В противоположность этому, по результатам многолетнего геохимического и петрологического изучения пород интрузива достигнут определенный консенсус в понимании его состава и этапов становления [Spiridonov et al., 1990, 2022; Nikitin, Bolotov, 2006; Nikitin et al., 2006; Spiridonov, 2021; Spiridonov, Putintseva, 2021; и ссылки в данных работах]. Нет сомнений в том, что наиболее распространенные породы в интрузиве – это плагиограниты. Кроме того, в его строении участвуют также кварцевые диориты и небольшие (размером до 15 см) включения габброидов (габбро-диоритов), интерпретируемые как «не до конца преобразованные участки пород основного состава» [Routes…, 2021]. В районе бывшей мастерской по распиловке и полировке камня, расположенной у южного склона г. Кастель, можно наблюдать редкие дайко- и жилоподобные тела аплитов.

Плагиограниты – порфировидные кристаллические породы гипабиссального интрузивного облика, светло-розового и светло-серого цвета. Кварцевые диориты – более темная серо-зеленая порода, иногда с пятнистой текстурой. Отчетливо видно, что в этих породах содержится больше темноцветных минералов, все они вторично изменены (хлоритизированы). Текстура мелкокристаллическая (типичный размер кристаллов не превышает 1–2 мм), иногда порфировидная. Габброиды – темно-серые, иногда почти черные породы, с очень мелкими белыми кристаллами (типичный размер кристаллов менее 1 мм) плагиоклаза. Габброиды слагают включения среди кварцевых диоритов. Включения габброидов имеют округлые очертания. Границы включений с вмещающими кварцевыми диоритами довольно резкие, часто подчеркнуты светлой каемкой, обогащенной кристаллами плагиоклазов. Такие каемки могут быть одним из признаков смешения магм разного состава. Аплиты и аплитовидные породы – породы светло-розового или светло-серого цвета, мелкокристаллические, массивного облика, слагают редкие дайко- и жилоподобные тела.

Наличие нескольких разностей пород, в том числе габброидов в виде включений и аплитовых дайко- и жилоподобных тел в интрузиве, доказывает неодноактную историю его формирования. Специфической особенностью химического состава плагиогранитов интрузива г. Кастель, позволяющей классифицировать их как фаялитовые плагиограниты, является повышенное содержание Fe и Mn в составе оливина, Na и K – в составе плагиоклаза, Mn – в составе ильменита, Hf – в составе циркона, Th – в составе монацита [Spiridonov, 2021; Spiridonov, Putintseva, 2021].

Результаты минералогического изучения плагиогранитоидов интрузивного массива г. Кастель показывают, что для этих пород характерны «… обильные акцессорные – циркон, монацит, ксенотим» [Spiridonov, Putintseva, 2021, с. 98]. Авторы процитированной работы связывают обогащение этими компонентами плагиогранитов, а также участвующих в их сложении минералов с процессом кристаллизационной дифференциации. Это в полной мере соответствует представлениям о едином длительно существующем очаге магмы основного состава, «питающем» Кастельский интрузив.

Из интрузива г. Кастель нами было отобрано две пробы (K21-239 и К21-240) для выделения кристаллов акцессорного циркона с целью их последующего изучения и U-Pb изотопного датирования. Обе пробы отобраны на южном склоне г. Кастель поблизости от бывшей мастерской по распиловке и полировке камня для декоративных целей: проба K21-239 – из массивных плагиогранитов (координаты 44°38'8.53" с.ш., 34°22'59.91" в.д.), проба К21-240 – из жилы аплитов (координаты 44°38'2.44" с.ш., 34°23'6.49" в.д.).

Проведенное нами геохимическое изучение гранитоидов интрузива г. Кастель (табл. 1) показало, что содержание циркония в них более 150 г/т, что фактически соответствует содержанию этого элемента в усредненной верхней континентальной коре (рис. 3).

3. ДЕМЕРДЖИЙСКАЯ СВИТА

В 13 км к северу от г. Кастель, сложенной породами одноименного интрузива, расположена г. Южная Демерджи, у южного подножья которой расположен пос. Лучистое (см. рис. 2). На южном, юго-западном и западном склонах г. Южная Демерджи широко развиты конгломераты. Толща этих конгломератов выделена как верхнеюрская демерджийская свита и многократно изучена [Chernov, 1971; Slavin, 1989; Baraboshkin, Piskunov, 2010; Piskunov et al., 2012; Rud’ko, 2014; Rud’ko et al., 2018, 2019; Kuznetsov et al., 2019]. Демержийскую свиту включают в сводный стратиграфический разрез судакской серии (рис. 4).

Грубообломочные образования демерджийской свиты в типовом разрезе на юго-западном склоне г. Южная Демерджи расчленены на нижнюю и верхнюю подсвиту, детали описаны в работах [Baraboshkin, Piskunov, 2010; Piskunov et al., 2012; Rud’ko, 2014; Rud’ko et al., 2018, 2019]. Нижняя подсвита сложена грязно-лиловыми валунно-галечными полимиктовыми конгломератами с прослоями полимиктовых песчаников с карбонатно-глинистым цементом. Слоистость внутри подсвиты наклонена на запад, северо-запад и прилегает к выровненной эрозионной поверхности интенсивно деформированных пород таврической серии. На конгломератах и песчаниках нижнедемерджийской подсвиты залегают серые, в основном менее грубые полимиктовые конгломераты с прослоями полимиктовых песчаников и карбонатных конглобрекчий верхнедемерджийской подсвиты. Слои в разрезе этой подсвиты полого падают на восток под незначительными углами, что, возможно, отражает их первичное негоризонтальное (наклонное) залегание или незначительный тектонический наклон всего разреза г. Южная Демерджи.

Нижняя и верхняя подсвита контактируют по резкой хорошо дешифрируемой эрозионной границе, отражающей конседиментационное угловое несогласие (рис. 5). Это несогласие обусловлено клиноформным строением двух последовательно сформированных несколько разнонаправленных проградационных дельтовых конусов [Baraboshkin, Piskunov, 2010; Piskunov et al., 2012; Rud’ko, 2014], что типично для седиментационных структур, образованных внутри дельт гильбертова типа [Longhitano, 2008; Rohais et al., 2008].

В разрезах нижней и верхней подсвиты демерджийской свиты принимают участие пачки мощностью 1.0–1.2 м с ярко выраженным косослоистым внутренним строением. Пространственная ориентировка косо залегающих слоев внутри косых серий в разрезах нижней и верхней подсвиты демерджийской свиты – юг-юго-восток под углом 20–25°и юг-юго-запад под углом 15–20° [Lalomov, 2007]. По мнению автора данной работы, это указывает на то, что материал, слагающий породы демерджийской свиты, поступал преимущественно с севера. В противоположность этому в работе [Shnyukov et al., 1990] на основе статистического анализа результатов изучения пространственной ориентировки уплощенных галек в разрезах демерджийской свиты был сделан вывод о том, что область сноса грубообломочного материала, аккумулированного в ней, была расположена южнее поля ее развития.

Ранее в средней части юго-западного склона г. Южная Демерджи в основании бастионоподобных скальных обнажений из низов разреза верхнедемерджийской подсвиты была отобрана проба К15-007 из косослоистого песчаного матрикса редкогалечных конгломератов. Результаты комплексного изучения зерен dZr из этой пробы опубликованы в работах [Rud’ko et al., 2018, 2019; Kuznetsov et al., 2019].

Для U-Pb-изотопного датирования зерен dZr из песчанистого матрикса конгломератов нижней части разреза нижнедемерджийской подсвиты была отобрана проба К19-304 начальным весом ~1.5 кг (рис. 6). Место отбора пробы расположено в нижней части южного склона г. Южная Демерджи в скальном обнажении на правом борту глубокой промоины в точке с координатами 44°44'40.8" с.ш., 34°24'15.2" в.д. (высота 643 м). Точка отбора расположена в 280 м (по азимуту 34°) от места сочленения улиц Леонида Гайдая и Горная на севере селения Лучистое.

Гипсометрически ниже выходов грязно-лиловых конгломератов нижнедемерджийской подсвиты, в нескольких десятках метров вниз по промоине от точки отбора пробы К19-304, расположены крупные вертикальные скальные обнажения флиша верхнетриасово-нижнеюрской таврической серии. В этих обнажениях слоистость во флише залегает полого, а уже в полусотне метров ниже по этой же промоине, а также в дорожной выемке в северной части улицы Леонида Гайдая на севере селения Лучистое углы падения слоистости во флише фактически вертикальные. Это указывает на то, что залегающую полого (фактически в ненарушенном первичном залегании) верхнеюрскую демерджийскую свиту на юго-западном склоне г. Южная Демерджи подстилает сложнодислоцированный флиш верхнетриасово-нижнеюрской таврической серии.

4. КРАТКОЕ ПЕТРОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ ПРОБ ИЗ МАГМАТИТОВ ИНТРУЗИВА г. КАСТЕЛЬ И ИЗ ПЕСЧАНОГО МАТРИКСА КОНГЛОМЕРАТОВ НИЖНЕЙ ПОДСВИТЫ ДЕМЕРДЖИЙСКОЙ СВИТЫ

Проба К21-239. Плагиогранитовый порфирит. Текстура породы плотная, однородная. Структура порфировидная (рис. 7), вкрапленники составляют около 30 % породы и сложены плагиоклазом, замещенным соссюритовым агрегатом с участием кальцита (около 75 % вкрапленников), кварцем (около 20 %) и редкими кристаллами темноцветного минерала, вероятно биотита и амфибола, полностью замещенных хлоритом (около 5 %). Основная масса представлена микрокристаллическим агрегатом кварц +плагиоклаз (альбит)+хлорит + рудный минерал, вероятно магнетит. Плагиоклаз образует таблитчатые кристаллы длиной до 0.8 мм, типичный размер около 0.3 мм. Кварц представлен изометричными шестиугольными и ромбовидными сечениями размером до 0.3 мм. Размер вкрапленников темноцветного минерала 0.2–0.5 мм.

Проба К21-240. Аплитовидный плагиогранит-порфир (рис. 8). Текстура породы плотная, однородная – массивного облика. Структура порфировидная, вкрапленники составляют около 30 % породы и сложены плагиоклазом, замещенным соссюритовым агрегатом с участием кальцита (около 70 % вкрапленников), кварцем (около 20 %) и редкими кристаллами темноцветного минерала, вероятно биотита и амфибола, полностью замещенных хлоритом (около 10 %). Вкрапленники часто образуют гломеропорфировые сростки. Основная масса представлена микрокристаллическим агрегатом кварц+плагиоклаз (альбит)+хлорит+рудный минерал, вероятно магнетит.

Плагиоклаз образует таблитчатые кристаллы длиной до 1.3 мм, типичный размер около 0.3–0.5 мм. Кварц представлен кристаллами с изометричными сечениями, размером до 0.5 мм. Среди темноцветных минералов присутствуют замещенные хлоритом биотит и роговая обманка. На наличие роговой обманки указывает характерная форма сечений – удлиненных шестиугольников, а биотита – удлиненных чешуек. Размер вкрапленников темноцветного минерала до 1 мм.

Проба К19-304. Песчаник массивный крупнозернистый, граувакковый (по классификации В.Д. Шутова [Shutov, 1965] – кварцевая граувакка) (рис. 9). Сортировка средняя, размер обломков от 0.2 до 1.0 мм, зерна неокатанные. Цемент базальный кальцитовый. Состав обломков: кварц (30–40 %) и обломки пород (кварциты, сланцы хлоритовые, мелкозернистые карбонаты, кремни, фельзиты).

5. МЕТОДИКА

Выделение зерен акцессорного и детритового циркона. Пробы магматических пород интрузива г. Кастель и песчаника (песчаного матрикса конгломерата) из нижней части разреза нижнедемерджийской свиты юго-западного склона г. Южная Демерджи были раздроблены вручную в чугунной ступе без применения механических дробилок до обломков размером менее 0.25 мм с использованием одноразовых капроновых сит. Измельченный материал был отмучен в проточной водопроводной воде, просушен, разделен в тяжелой (~2.95 г/см³) жидкости ГПС-В и подвергнут магнитной сепарации. Из немагнитной части тяжелой фракции вручную с использованием бинокуляра были случайным образом выбраны кристаллы (пробы K21-239 и К21-240) и зерна (проба К19-304) циркона, которые были имплантированы в эпоксидные шашки и приполированы вручную до половины типичного размера кристаллов и зерен.

Изучение кристаллов и зерен циркона. Кристаллы и зерна циркона были изучены с использованием оптического поляризационного (петрографического) микроскопа. Для всех изученных кристаллов и зерен были сделаны серии микрофотографий с разной глубиной фокусировки, начиная от фокусировки на верхней отполированной поверхности циркона и далее вниз вплоть до фокусировки на нижнюю, соприкасающуюся с эпоксидной смолой, поверхность кристалла и зерна. Это позволило выявлять детали не только в приповерхностных, но и в глубинных частях кристаллов и зерен циркона. Для изотопного датирования в кристаллах и зернах намечены участки диаметром 20–30 мк, лишенные нарушений (трещин и метамиктных зон), чужеродных минеральных включений и других поверхностных и внутренних дефектов. Для кристаллов циркона с кондиционными датировками были получены также катодолюминисцентные изображения.

Методика U-Pb изотопного датирования циркона и первичной обработки аналитических данных. U-Pb изотопное датирование кристаллов циркона из проб К21-239, К21-240 и зерен dZr из пробы К19-304 выполнено методом LA-ICP-MS в ЦКП ГИН РАН. Описание аппаратуры, а также технология измерений, методические приемы и константы, используемые для обработки первичных аналитических данных, приведены в публикациях [Nikishin et al., 2020b; Kolodyazhny et al., 2023]. Обработка первичных аналитических данных выполнена с помощью коммерческой компьютерной программы «GLITTER» [Griffin et al., 2008], приобретенной ГИН РАН, и программ Isoplot/Ex и Isoplot/R [Ludwig, 2012; Vermeesch, 2012, 2018], размещенных в свободном доступе.

6. РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ КРИСТАЛЛОВ АКЦЕССОРНОГО ЦИРКОНА ИЗ ПОРОД КАСТЕЛЬСКОГО ИНТРУЗИВА

Описание кристаллов циркона. Большинство кристаллов циркона содержат многочисленные включения разной природы, каналы течения вещества и трещины, различные по цвету, размеру, форме и другим деталям (рис. 10, 11). Часто можно наблюдать включения игольчатой формы, которые, наиболее вероятно, представляют собой микрокристаллы апатита (см. рис. 10, № 27; рис. 11, № 50). В единичных случаях в зернах видны ядра (см. рис. 10, № 10, 41 и 43; рис. 11, № 55 и 70). Несмотря на многочисленные нарушения и дефекты, очевидно, что весь изученный циркон – это изначально правильные удлиненные кристаллы. В большинстве случаев кристаллы циркона имеют нечеткие грани и ребра не за счет реального окатывания, а по причине вторичных изменений: либо частичного растворения верхнего слоя кристалла, либо, напротив, его обрастания тонкой метаморфической оболочкой. Зерен, выглядящих как сильно и полностью окатанные, не зафиксировано¹. Каких-либо групп или корреляций между возрастом и внешним обликом кристаллов циркона не выявлено.

Результаты U-Pb датирования. В пробе K21-239 изучение U-Pb изотопной системы выполнено для 45 кристаллов циркона, а в пробе К21-240 – для 38 кристаллов циркона (Прил. 1, табл. 1.1). Хотя для пробоотбора специально были намечены области кристаллов, свободные от видимых нарушений (см. рис. 10; рис. 11), почти для всех анализов характерна очень высокая вариабельность аналитического сигнала, что свидетельствует о сильной вещественной неоднородности изученных частей кристаллов циркона и/или о наличии в них невидимых включений, нарушений и т.п. Попытки определить по записи в одном кристалле возраст возможного ядра (ядер) и оболочки (оболочек) не удались. Для значительного количества анализов кондиционные датировки были получены только по короткому фрагменту записи. Всего для кристаллов циркона из пробы К21-239 получено 16 (рис. 12, а), а для кристаллов циркона из пробы К21-240 – 14 кондиционных датировок (рис. 13, а). Только эти датировки были использованы нами для дальнейших расчетов, в том числе для конкордантных оценок возраста.

В проанализированном цирконе из проб К21-239 и К21-240 для кондиционных анализов зафиксированы содержания Th от 43.2 до 600.2 и U от 66.3 до 472.3 г/т; при этом величины Th/U варьируются в диапазоне от 0.60 до 1.91 (рис. 14). Из 30 анализов в 19 случаях зафиксированы величины Th/U в пределах 0.6–1.0, а для 11 анализов получены более высокие отношения Th и U, попадающие в интервал от 1.0 до 2.0.

Каких-либо отчетливых отличий между кристаллами циркона из проб К21-239 и К21-240 по содержаниям Th и U и величинам Th/U, равно как и очевидных закономерностей между U-Pb возрастом кристаллов циркона и величинами Th/U для этих кристаллов, не обнаружено (рис. 14).

В пробе К21-239 получены четыре кондиционные домезозойские датировки – 257±2, 261±2, 374±3 и 392±4 млн лет. Остальные датировки сгруппированы в два кластера, отчетливо проявляемые двумя пиками на кривой плотности вероятности (см. рис. 12, д) и центрированные около конкордантных возрастов 155.53±0.72 (n=7) (см. рис. 12, в) и 166.87±0.93 млн лет (n=5) (см. рис. 12, г). В пробе К21-240 все датировки, за исключением одной – 230±2 млн лет, сгруппированы в два кластера, проявляемые двумя пиками на кривой плотности вероятности (см. рис. 13, д) и центрированные около конкордантных возрастов 156.88±0.59 (n=7) (см. рис. 13, б) и 147.16±0.66 млн лет (n=5) (см. рис. 13, в). Одна датировка (а075) – 152±4 млн лет – занимает промежуточное положение между кластерами. При включении ее в первый кластер его конкордантный возраст слегка вырастет – 147.97±0.87 (n=6), а для второго понизится – 156.82±0.62 млн лет (n=8). Изменения незначительные, в пределах ошибки округления.

В пробе К21-239 (плагиограниты) выявлены два возраста – 167±1 и 156±1 млн лет, а в пробе К21-240 (аплиты) – 157±1 и 147±1 млн лет. Отметим, что значения 156±1 и 157±1 млн лет совпадают в пределах ошибки (все ошибки ±1σ). Расчет общего конкордантного возраста по 15 анализам из обеих проб дает значение 156.28±0.47 млн лет, поэтому за оценку возраста, общую по двум пробам, принята величина 156±1 млн лет.

Таким образом, по пробам К21-239 (плагиограниты) и К21-240 (аплиты) получены три оценки возраста – 147±1, 156±1 и 167±1 млн лет (рис. 15). Самый молодой возраст – 147±1 млн лет – проявлен только в аплитовой жиле, поэтому мы трактуем его как возраст третьего магматического эпизода, завершившего формирование Кастельского интрузивного массива, во время которого произошло внедрение аплитовых жил. Самый древний возраст 167±1 млн лет, проявлен только в плагиогранитах, и мы связываем его с первой начальной фазой, во время которой внедрение базитовой магмы положило начало формированию интрузива. Возраст 156±1 млн лет получен и в пробе из плагиогранитов, и в пробе из аплитов, мы связываем его со вторым основным этапом, во время которого происходило образование плагиогранитов/диоритов из дифференциата базитовой магмы. Можно полагать, что процесс формирования интрузива г. Кастель был более многоэтапным, но полученные фактические данные позволяют выделить пока только три фазы.

7. РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb ДАТИРОВАНИЯ ЗЕРЕН ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА ИЗ ПЕСЧАНОГО МАТРИКСА КОНГЛОМЕРАТОВ НИЖНЕЙ ПОДСВИТЫ ДЕМЕРДЖИЙСКОЙ СВИТЫ г. ЮЖНАЯ ДЕМЕРДЖИ

Описание зерен циркона. Большинство зерен циркона окатаны со степенью от средней до полной (рис. 16). Зерна содержат многочисленные включения разной природы, различные по цвету, размеру, форме и другим деталям, а также каналы течения вещества и трещины. Часто можно наблюдать включения игольчатой формы, которые, наиболее вероятно, представляют собой микрокристаллы апатита. В единичных случаях в зернах видны древние ядра. Более чем для 10 % зерен dZr из пробы К19-304 участков, подходящих для U-Pb датирования, наметить не удалось. Каких-либо групп или корреляций между возрастом и внешним обликом кристаллов циркона не выявлено.

Результаты U-Pb датирования зерен циркона. Из песчаного матрикса конгломератов нижней подсвиты демерджийской свиты изучено 149 зерен dZr (Прил. 1, табл. 1.2), получено 107 кондиционных значений возраста (рис. 17, а, б). Минимальный возраст – 162±2 млн лет, а максимальный – 3497±10 млн лет.

Для четырех зерен по разным частям аналитического сигнала удалось получить возраст ядер и оболочек (шашка авс-05) – а2 (321±3 и 298±3 млн лет), а7 (321±3 и 255±3 млн лет), а9 (229±2 и 221±2 млн лет) и а60 (257±2 и 231±2 млн лет). Все значения пермско-триасовые.

В изученных зернах dZr из пробы К19-304 зафиксированы содержания Th от 6.1 до 1017.2 мкг/г и U от 9.3 до 2088.8 мкг/г; при этом величины Th/U варьируются в диапазоне от 0.04 до 3.85 (рис. 17, д). Для 62 % проанализированных зерен dZr получены величины Th/U в пределах 0.1–1.0 (причем преимущественно в пределах 0.5–1.0), которые принято считать статистически присущими магматогенному циркону из кремнекислых и средних пород [Hoskin, Schaltegger, 2003; Kirkland et al., 2015; Rubatto, 2017]. Одновременно присутствует существенное количество зерен dZr с более высокими отношениями Th и U, 19 % – Th/U>1.5, 14 анализов показали значения Th/U более 2.0. Такие значения часто фиксируют в цирконе из меланократовых (мафических) пород [Kaczmarek et al., 2008; Linnemann et al., 2011] и/или в цирконе из пород, которые сформированы в обстановках метаморфизма высоких температур, низких и средних давлений [Wanless et al., 2011].

Зафиксированная в песчаном матриксе конгломератов из нижней подсвиты демерджийской свиты высокая доля зерен dZr с повышенными (>1) величинами Th/U может означать то, что среди первичных источников зерен dZr были широко представлены меланократовые (мафические) породы и/или метаморфические породы высоких температур, низких и средних давлений. Каких-либо очевидных закономерностей между U-Pb возрастом изученных зерен циркона из песчаного матрикса конгломератов нижнедемерджийской подсвиты и величинами Th/U для этих зерен не обнаружено (рис. 17, д).

8. ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

8.1. О субстрате магм гранитоидов Кастельского интрузива

Акцессорный циркон в магматических породах сложного генезиса может сохранить информацию как о различных этапах становления магматической породы, так и о субстрате, из которого родоначальная магма была выплавлена, т.е. о протолите этой магматической породы. Например, внутри микроксенолитов в магматической породе могут быть сохранены практически неизмененными единичные кристаллы циркона из магмогенерирующего субстрата (протолита). Некоторые кристаллы циркона первично-магматического происхождения могут в процессе своей эволюции обрасти позднемагматической, метаморфической или гидротермальной оболочкой, испытать частичное растворение и другие изменения [Rubin et al., 1989, 1993; Ramezani et al., 2000; Pettke et al., 2005; Schaltegger et al., 2005; Kaulina, 2010; Yang et al., 2023]. При прохождении магмы по подводящим каналам возможен захват чужеродных кристаллов циркона из окружающих кристаллических пород или зерен детритового циркона из (мета)осадочных пород.

По акцессорному циркону обеих проб магматических пород интрузива г. Кастель суммарно получены пять кондиционных доюрских оценок возраста – датировки 392±4, 374±3, 261±2, 257±2 и 230±2 млн лет; далее для краткости будем называть их «доюрскими». Они не входят в кластеры возрастов, сгруппированных около значений 167±1, 156±1 и 147±1 млн лет.

Кастельский интрузив внедрен в сильнодеформированные породы верхнетриасово-нижнеюрской таврической серии, которая уже охарактеризована результатами U-Pb датирования зерен dZr [Nikishin et al., 2020b; Kuznetsov et al., 2022а]. Эти результаты показывают, что провенанс-сигналы верхнетриасовой части таврической серии и ее стратиграфического эквивалента – эскиординской серии – кардинально отличны от провенанс-сигнала нижнеюрской части таврической серии. В породах верхнетриасовой части таврической и эскиординской серий доминирует циркон архейского (в числе прочего представлены и зерна с древнейшими палеоархейскими датировками) и палеопротерозойского возраста, и только в минимальных количествах присутствуют датировки, попадающие в палеозойско-мезозойский интервал (рис. 18, а). В породах нижнеюрской части таврической серии значения возраста циркона «рассеяны» в диапазоне от архейского до пермского и не формируют каких-либо больших групп (рис. 18, б). При этом и в породах из нижнеюрской части таврической серии, и в породах из верхнетриасовых частей таврической и эскиординской серий зерна циркона палеозойско-мезозойского возраста составляют лишь незначительную долю от общего их количества.

Единичные возрасты зерен dZr из песчаников таврической серии близки к значениям, зафиксированным в «доюрских» датировках циркона из магматитов г. Кастель. Но при этом по акцессорному циркону из этих пород не было получено ни одной докембрийской датировки. Если чужеродные зерна циркона были бы захвачены расплавом из пород таврической серии, то, наряду с палеозойско-мезозойскими, неизбежно были бы захвачены и докембрийские зерна циркона, поскольку они доминируют в песчаниках таврической серии. Трудно допустить, что из окружающих осадочных толщ выборочно были бы захвачены только относительно молодые (палеозойские) зерна циркона, составляющие лишь небольшую долю от их общего количества в песчаниках таврической серии. Кроме того, для циркона таврической серии характерна чрезвычайно высокая степень окатанности зерен циркона [Romanyuk, Kotler, 2024], а все «доюрские» зерна циркона из магматитов Кастельского интрузива нельзя охарактеризовать как в значительной степени окатанные (см. рис. 10, 11), поэтому мы считаем маловероятным захват магмами интрузива г. Кастель «доюрских» зерен циркона из пород таврической серии.

Альтернативную интерпретацию можно считать гораздо более реалистичной. В породах из юрских грубообломочных толщ (в песчаном матриксе юрских конгломератов) и в песчаниках ченкской толщи, по которым уже получены результаты датирования зерен dZr, циркон с мезозойско-палеозойским возрастом доминирует (рис. 18, г, д). Его источником были кристаллические комплексы мезозойско-палеозойского возраста. Части этих комплексов или их возрастных аналогов могли быть вовлечены в строение доверхнетриасового основания Горного Крыма и стать составной частью протолита для магм, сформировавших Кастельский интрузив. В дальнейшей длительной магматической истории Кастельского интрузива некоторые единичные кристаллы/зерна циркона из протолита могли сохранить свою U-Pb изотопную систему без особых нарушений.

Таким образом, из возможных вариантов интерпретации «доюрских» оценок возраста как (1) возраста захваченных зерен/кристаллов циркона из окружающих пород или (2) возраста, характеризующего протолит, мы полагаем второй вариант более обоснованным.

8.2. Тектоническая и палеогеографическая интерпретация возрастов магматитов Кастельского интрузива

Полученные нами по акцессорным кристаллам циркона из проб К21-239 (плагиограниты) и К21-240 (аплиты) три возраста – 147±1, 156±1 и 167±1 млн лет (см. рис. 15) – отражают события, которые происходили в Кастельском интрузиве и хорошо соответствуют высказанным ранее представлениям о его длительной и многоэтапной магматической эволюции, основанным на геохимических данных [Spiridonov et al., 1990; Spiridonov, 2021; Spiridonov, Putintseva, 2021, и ссылки в данных работах].

Здесь следует особо отметить, что ранне- и среднеюрские возрасты магматитов уже надежно (U-Pb по циркону) доказаны в Горном Крыму (см. рис. 1), но надежные позднеюрские U-Pb возрасты магматизма для этого региона получены впервые. При этом на Малом Кавказе, в Понтидах и на Балканах такие объекты известны: их интерпретируют как реликты обширной системы мезозойско-кайнозойских вулканических дуг, функционировавших в океане Тетис (рис. 19).

Так, для Восточных Понтид в работе [Ustaömer et al., 2013] сообщено о секущей плутон Камликая (Camlikaya) гранитной дайке, возраст которой определен (U-Pb по циркону) как 156.3±2 млн лет. Для гранитов Кесикая (Kecikaya) получен Ar/Ar возраст – 153±3.4 млн лет [Dokuz et al., 2010], а для метадацитов из комплекса Чангалдаг (Cangaldag) получен U-Pb возраст 156.2±2.9 млн лет [Çimen et al., 2017]. Близкие оценки возраста известны и для метаморфических пород: из меланжа сутуры Измир-Анкара-Эрзинкан возраст 158.4±4.2 млн лет [Sarifakioglu et al., 2014], а из комплекса Кундуз – 159.3±1 млн лет [Aygül et al., 2016].

На Малом Кавказе в Сомхето-Карабахской и Спитак-Капанской зонах многие магматические тела охарактеризованы юрскими датировками, в том числе для нескольких объектов получены значения возраста, близкие к 154 млн лет. Так, по данным, приведенным в работе [Galoyan et al., 2018]:

(1) в интрузивном массиве Когб-Шног (Koghb-Shnogh) тоналиты и кварцевые диориты первой фазы, а также лейкограниты второй фазы имеют Rb-Sr возраст 164±6 и 156±3 млн лет соответственно, а андезиты, слагающие одну из даек в рудном поле Алаверди (Alaverdi) этого массива, – 155±6 млн лет;

(2) плагиограниты интрузии Хагпат (Haghpat) имеют U-Pb возраст 165±4 млн лет, а тоналиты интрузии Когб-Шног – 152±4 млн лет и 155±4 млн лет;

(3) лейкограниты массива Чочкан (Chochkan) показали U-Pb возраст 152±4 млн лет, а плагиограниты одной из даек в этом массиве – 151±4 млн лет;

(4) гранодиориты интрузии Мехмана (Mehmana) имеют U-Pb возраст 154–147 млн лет.

Сводка позднеюрских возрастов пород из офиолитовых ассоциаций и гранитоидов на Балканах, соотносимых с сутурой Вардар (рис. 19, 20), приведена в работе [Gallhofer et al., 2017]. Образование этих пород связано с закрытием океана Западный Вардар и сопровождающими это событие существенными тектоническими перестройками в функционировании всей системы вулканических дуг в этом регионе.

Полученные нами три возраста – 147±1, 156±1 и 167±1 млн лет – для магматитов Кастельского интрузива можно логично вписать в известные модели тектонической эволюции Причерноморского региона. Возраст 167±1 млн лет в пределах ошибки совпадает с поздними фазами широко проявленного по всему Горному Крыму от мыса Фиолент до Карадага эпизода бимодального (базитового+кремнекислого) магматизма (см. рис. 1), оценки возраста которого надежно охарактеризованы данными, полученными методом U-Pb датирования по циркону. Этот эпизод ранне- и среднеюрского магматизма связывают с раскрытием задугового бассейна в тылу Понтидской вулканической дуги, реликты которой представлены в современной структуре Понтид (см. рис. 19; рис. 20). Внедрение первых порций базитовой магмы положило начало формированию Кастельского интрузива. Реликты этой первичной магмы представлены в интрузиве в виде небольших остаточных габбровых включений.

Помимо этого, получены надежные оценки возраста еще как минимум для двух магматических эпизодов – 156±1 и 147±1 млн лет. Поскольку возраст 156±1 получен и в пробе из плагиогранитов, и в пробе из аплитов, мы связываем его со вторым этапом, во время которого происходило образование из дифференциата базитовой магмы плагиогранитов/диоритов. Во время этого эпизода был сформирован основной объем интрузива.

Вторую стадию магматических событий интрузивного массива г. Кастель мы интерпретируем как «отголосок» широко проявленного в Причерноморском регионе (включая Понтидскую дугу) позднеюрского магматизма. В юре, до начала образования в меловое время Черноморских впадин, Понтидская вулканическая дуга была расположена гораздо ближе к Крыму (рис. 20), во всяком случае на более близком расстоянии, чем в настоящее время удалены от Крыма ее реликты (см. рис. 19).

Третий возраст – 147±1 млн лет – проявлен только в аплите, поэтому мы трактуем его как заключительный эпизод. Этот завершающий формирование интрузивного массива г. Кастель магматический эпизод не оказал большого влияния на основное тело интрузива, а только был проявлен локально и связан с формированием малообъемных аплитовых жил, секущих основную часть интрузива и его контактовый ореол.

Отметим, что в работе [Solov’ev, Rogov, 2010] методом трекового анализа циркона (zircon fission-track, ZFT) выполнено изучение выборки зерен циркона, выделенных из диоритов г. Кастель. Возраст остывания массива г. Кастель ниже температуры ~200 °C (в областях с активным вулканизмом это соответствует глубине 400–1000 м) определен как 149.0±10.9 (±1σ) млн лет. Точность таких оценок низкая, тем не менее оценка возраста третьего этапа магматизма в интрузиве г. Кастель 147±1 млн лет формально совпадает с оценкой возраста остывания. Таким образом, третий магматический эпизод, скорее всего, был очень локальным и связанным с деформациями, сопровождавшими подъем и выведение интрузива к поверхности, во время которого в массив в виде жил были внедрены и кристаллизовались остаточные порции расплава. Не исключено, что на поверхности не было проявлений магматизма, поэтому циркон этого возраста не попал в одновозрастные толщи.

В долине верхнего течения р. Бодрак и ее притоков известны небольшие силлы [Nikitin, Bolotov, 2006; Nikitin et al., 2006]. Один из них, расположенный к востоку от с. Трудолюбовка, сложен порфировыми лейкократовыми базальтами, по пяти кристаллам циркона из которых получена датировка 144.2±2.0 млн лет [Morozova et al., 2017]. Нельзя исключать того, что внедрение этих силлоподобных тел в долине р. Бодрак и аплитовых жил интрузива г. Кастель с возрастом 147±1 млн лет – это связанные события, маркирующие самое начало процесса раскрытия глубоководных впадин Черного моря.

8.3. Кастельский интрузив – локальный источник обломочного циркона для пород демерджийской свиты

К настоящему времени породы как верхней, так и нижней подсвиты демерджийской свиты, распространенные на южном и юго-западном склонах г. Южная Демерджи, охарактеризованы результатами U-Pb датирования зерен dZr. Пробы из нижней и верхней подсвиты были отобраны в нижних частях их разрезов (см. рис. 4). Результаты U-Pb датирования зерен dZr из песчаного матрикса конгломератов нижней подсвиты (проба К19-304) впервые представлены в настоящей статье (см. рис. 17, а). Циркон из песчаного матрикса конгломератов верхней подсвиты (проба К15-007) был изучен по методике TerraneChrone, которая, помимо U-Pb датирования зерен циркона (см. рис. 17, б), включала изучение Hf-изотопных характеристик датированного циркона и содержания элементов-примесей в тех же зернах циркона [Kuznetsov et al., 2019].

Кардинальных различий между характером распределения U-Pb возрастов зерен dZr из песчаного матрикса конгломератов нижней и верхней подсвиты не проявлено, оба набора возрастов циркона очень похожи. Можно отметить лишь меньшую представленность докембрийского циркона относительно фанерозойского в пробе из верхней подсвиты по сравнению с пробой из нижней подсвиты. Также нет различий и в величинах отношений Th и U в датированных зернах dZr из этих песчаных пород (см. рис. 17, д).

В песчаном матриксе конгломератов верхней подсвиты демерджийской свиты (проба К15-007) зафиксировано шесть зерен dZr с юрским возрастом. Из них одно зерно имеет возраст 164±2 млн лет, остальные пять зерен составляют группу с близкими верхнеюрскими возрастами и средневзвешенным значением 154±2 млн лет. Далее для краткости эти пять зерен называем кластером S. У зерен кластера S в пределах погрешности ±2σ совпадают возрасты, но также схожи содержания элементов-примесей (существенно повышенные содержания РЗЭ>3000 г/т и Y>4430 г/т, нетипичные для циркона из гранитоидов нормальной и пониженной кремнекислотности, но характерные для циркона из пород сиенит/монцонитового типа) и довольно близкие слабоотрицательные Hf-характеристики (ε_Hf=–1.5…–6.9) [Kuznetsov et al., 2019]. Это сильный аргумент в пользу того, что поставщиком зерен циркона кластера S в песчаный матрикс конгломератов верхнедемерджийской подсвиты было близкорасположенное магматическое тело – локальный источник. В его строении существенную роль играли породы сиенит/монцонитового типа с возрастом ~154±2 млн лет, а его магмогенерирующий субстрат (протолит) охарактеризован мезопротерозойскими оценками модельного возраста (T^C_DM=1.16–1.54 млрд лет). Зерно циркона с возрастом 164±2 млн лет помимо возраста показало весьма отличные от зерен циркона кластера S другие параметры (ε_Hf=2.5±0.9, T^C_DM=1.05 млрд лет и содержания элементов-примесей, типичные для гранитоидов пониженной кремнекислотности), поэтому его первичным источником было другое магматическое тело. Следующее по удревнению значение возрастных оценок – 225±4 млн лет, т.е. других зерен циркона с юрскими возрастами в песчаном матриксе конгломератов верхнедемерджийской подсвиты не выявлено.

Для песчаного матрикса конгломератов нижнедемерджийской подсвиты (проба К19-304), как и для пород из верхнедемерджийской подсвиты, получено шесть юрских возрастов (162±2, 170±2, 175±2, 175±2, 180±2 и 184±2 млн лет). Остальные значения древнее 207±2 млн лет. Таким образом, в породах и верхней, и нижней подсвиты демерджийской свиты выявлен циркон с юрским возрастом.

Сопоставление возрастов юрских зерен обломочного циркона из песчаников демерджийской свиты и датировок некоторых магматических комплексов Горного Крыма представлено на рис. 21.

В породах из грубообломочных юрских толщ других четырех локаций в Горном Крыму – (i) битакских конгломератах на юго-восточной окраине г. Симферополь, (ii) конгломератах г. Спилия около Балаклавской бухты, (iii) конгломератах правого борта Байдарской долины около с. Орлиное, а также (iiii) песчаниках ченкской толщи на южном склоне плато Обсерватория, для которых имеются результаты U-Pb датирования зерен dZr (положение мест отбора проб см. рис. 1), циркон c юрскими датировками не выявлен (см. рис. 18, г, д).

Юрские магматиты проявлены в разных районах Горного Крыма (см. рис. 1). Однако юрские зерна dZr в пробах из изученных к настоящему времени осадочных пород юрского возраста (см. рис. 18) зафиксированы только в породах демерджийской свиты. Это еще одно свидетельство того, что поставщиком юрского циркона в демерджийскую свиту был локальный источник, который не мог быть расположен на большом удалении от г. Южная Демерджи, где последовательно накапливались породы верхне- и нижнедемерджийских подсвит. Гора Кастель расположена всего в 10–15 км от г. Южная Демерджи (см. рис. 2), поэтому магматиты Кастельского интрузива вполне могли быть потенциальным локальным источником циркона для обломочных пород демерджийской свиты.

Сопоставление полученных оценок возраста для трех магматических эпизодов г. Кастель и юрских возрастов зерен dZr из обломочных пород нижней и верхней подсвиты демерджийской свиты показывает очень хорошее совпадение (рис. 21). Более того, особенности распределения юрских датировок зерен dZr в породах нижней и верхней подсвиты демерджийской свиты, а также оценки времени остывания циркона из пород нижнедемерджийской подсвиты и диоритов массива г. Кастель соответствуют реконструируемым палеогеографическим условиям последовательного накопления этих двух толщ. Изучение циркона из пород нижнедемерджийской подсвиты и диоритов массива г. Кастель трековым методом [Solov’ev, Rogov, 2010] зафиксировало воздымание области, в пределах которой расположена г. Южная Демерджи, в ранней юре, а области, в пределах которой расположена г. Кастель, – в поздней юре (рис. 21). Однако погрешность этого метода довольно высокая, ожидать хороших совпадений с временными рубежами, полученными гораздо более точными методами, не приходится. При совместной интерпретации трековых данных и гораздо более точных результатов U-Pb изотопного датирования циркона речь может идти лишь о качественных корреляциях. Тем не менее мы полагаем, что трековые данные надежно зафиксировали воздымания в ранней и поздней юре той части Крымского региона, в пределах которой расположены горы Кастель и Южная Демерджи.

Возраст изученного фрагмента нижних уровней разреза верхнедемерджийской подсвиты не может быть древнее, чем возраст самых молодых выявленных в породах из этого разреза зерен циркона. В породах самых низов разреза верхнедемерджийской подсвиты выявлен кластер S из пяти зерен с верхнеюрскими датировками со средневзвешенным значением 154±2 млн лет. Это дает надежное нижнее ограничение возраста начала накопления верхней подсвиты, базальные уровни которой начали накапливаться на эрозионной поверхности нижней подвиты. Средневзвешенное значение по четырем самым молодым значениям возраста зерен циркона из нижнедемерджийской подсвиты – 171±2 млн лет (162±2, 170±2, 175±2 и 175±2 млн лет) ограничивает снизу ее возраст.

Накопление нижнедемерджийской подсвиты происходило на фоне широко проявленного по всему Горному Крыму эпизода бимодального магматизма, в горном массиве Карадага сохранились реликты вулканических построек. Однако продукты разрушения магматических пород этого этапа зафиксированы только в породах демерджийской свиты, а в изученных породах средневерхнеюрских осадочных толщ других четырех разных локаций Горного Крыма зерен dZr с юрскими датировками нет. По-видимому, магматизм этой стадии был проявлен на фоне регионального прогибания и преимущественно в виде интрузий, которые не попадали в размыв. Однако регион г. Кастель и г. Южная Демерджи был подвержен локальным воздыманиям, во время которых интрузивные тела могли выйти на поверхность, попасть в размыв, и таким образом единичные зерна циркона юрского возраста могли попасть в породы демерджийской свиты. Также поставщиком циркона могли быть несохранившиеся вулканические постройки.

Во время широко проявленного в Горном Крыму эпизода ранне- и среднеюрского бимодального магматизма, когда в области расположения будущей г. Кастель были внедрены первые порции базитовых магм, случилась локальная инверсия тектонических движений и регион испытал воздымание. Это воздымание было зафиксировано трековым методом в зернах циркона из демерджийских песчаников [Solov’ev, Rogov, 2010]. При этом продукты эрозии магматитов, внедрение которых происходило в том месте, где сейчас расположен Кастельский интрузив, попали в нижнедемерджийскую подсвиту.

Во время этого эпизода магматизма были образованы также два других магматических тела: Первомайский шток (174±2 млн лет) и Джидаирская интрузия (170±2 млн лет), расположенные на расстоянии не более 50 км от мест отбора проб, характеризующих нижне- и верхнедемерджийские подсвиты (см. рис. 1). Для этих тел U-Pb возраст в пределах допустимых погрешностей соответствует возрасту трех зерен dZr из нижнедемерджийской подсвиты (рис. 21). Однако эти тела вряд ли были источниками юрского циркона для пород нижнедемерджийской подсвиты, так как в цирконе из Первомайского штока и Джидаирской интрузии зафиксированы содержания U и Th и Th/U отношения, кардинально отличные от таковых в зернах dZr из пород нижнедемерджийской подсвиты (см. рис. 14). Отметим, что циркон из магматитов г. Кастель и плагиориолитов мыса Фиолент по содержаниям U и Th гораздо лучше подходит на роль источника юрского циркона как для пород верхне-, так и для пород нижнедемерджийской подсвиты (см. рис. 14).

Около рубежа 156 млн лет произошел второй эпизод магматизма, во время которого были переработаны базиты и выплавились магмы, давшие начало плагиогранитам г. Кастель. Этот этап магматизма коррелирует с тектонической перестройкой, во время которой произошло существенное изменение обстановки седиментации в окрестностях г. Южная Демерджи и было сформировано седиментационное несогласие, разделяющее нижне- и верхнедемерджийскую подсвиты. Однако по результатам изучения возрастов детритового циркона существенного изменения в источниках сноса для пород верхней и нижней подсвиты демерджийской свиты не зафиксировано (см. рис. 15). Это хорошо соответствует представлениям о том, что тектонические и деформационные события в этой части Горного Крыма в это время носили локальный характер.

В этой связи можно отметить, что в работах [Baraboshkin, Piskunov, 2010; Piskunov et al., 2012; Rud’ko, 2014] было показано, что верхняя подсвита демерджийской свиты, распространенная на западном склоне г. Южная Демерджи, сформирована в обстановке дельты гильбертова типа, которая характерна для тех мест впадения в осадочные бассейны горных рек, где происходят быстрые знакопеременные тектонические движения [Postma, 1990; Longhitano, 2008; Rohais et al., 2008].

Таким образом, многочисленные фактические данные свидетельствуют в пользу того, что магматиты г. Кастель и/или их близкорасположенные малообъемные аналоги были локальным источником циркона для пород, участвующих в строении разрезов нижней и верхней подсвиты демерджийской свиты, накопление которой происходило в расположенной поблизости от магматического ареала г. Кастель области, где в настоящее время расположена г. Южная Демерджи.

9. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В работе представлены первые результаты U-Pb изотопного датирования (LA-ICP-MS, ГИН РАН) акцессорного циркона из магматитов интрузивного массива г. Кастель и обломочного циркона из песчаного матрикса конгломератов нижней подсвиты верхнеюрской демерджийской свиты (окрестности г. Южная Демерджи).

Полученные по пробам К21-239 (плагиограниты) и К21-240 (аплиты) из магматитов г. Кастель три оценки возраста – 147±1, 156±1 и 167±1 млн лет – отражают события, которые происходили в Кастельском интрузиве. Это в полной мере соответствует представлениям о его длительной и многоэтапной магматической эволюции.

Возраст 167±1 млн лет совпадает с широко проявленным по всему Горному Крыму от м. Фиолент до Карадага эпизодом бимодального магматизма. Внедрение первых порций базитовой магмы положило начало формированию Кастельского интрузива. Возраст 156±1 млн лет мы связываем со вторым этапом, во время которого происходила кристаллизация плагиогранитов из дифференциата основной магмы и был сформирован основной объем интрузива. Возраст 147±1 млн лет проявлен только в аплитовой жиле, поэтому мы трактуем его как вспомогательный эпизод, который не оказал большого влияния на основное тело интрузива, а был проявлен локально и связан с кристаллизацией остаточных порций расплава, обусловившей формирование оперяющих/секущих основной массив аплитовых жил.

Шесть «доюрских» кристаллов циркона из магматических пород Кастельского интрузива мы интерпретируем как унаследованные из протолита. Возраст этих кристаллов указывает на то, что среди кристаллических пород, участвовавших в строении протолита, были широко представлены породы позднепалеозойско-раннемезозойского возраста, а более древние могли играть лишь очень небольшую роль.

Следующие фактические данные доказывают, что Кастельский интрузив (возможно и его возрастные аналоги, которые не дошли до нас или в настоящее время скрыты под более молодыми толщами) были локальным источником обломочного материала для пород демерджийской свиты.

1. Среди зерен детритового циркона из песчаного матрикса конгломератов нижней (проба К19-304) и верхней (проба К15-007) подсвиты демерджийской свиты выявлены зерна dZr с юрскими возрастами. В песчаных разностях грубообломочных юрских пород других четырех локаций в Горном Крыму, для которых в настоящее время уже есть результаты U-Pb датирования циркона, юрский циркон не выявлен. Это – (i) битакские конгломераты на юго-восточной окраине Симферополя, (ii) конгломераты г. Спилия около Балаклавской бухты, (iii) конгломераты правого борта Байдарской долины около с. Орлиное, а также (iiii) песчаники ченкской толщи на южном склоне плато Обсерватория. Поставщиком юрских зерен dZr в демерджийскую свиту мог быть только близкорасположенный источник.

2. В породах верхней подсвиты (проба К15-007) зафиксирована группа из пяти зерен не только с близкими верхнеюрскими возрастами ~ 154±2 млн лет, но также схожими содержаниями элементов-примесей и близкими слабоотрицательными Hf-характеристиками (ε_Hf=–1.5…–6.9). Поставщиком таких зерен dZr мог быть только близкорасположенный локальный источник.

3. Подразделение демерджийской свиты на нижнюю и верхнюю подсвиту, а также фациальные отличия и реконструируемые седиментационные обстановки накопления верхней и нижней подсвиты хорошо коррелируют с представлениями о трехэтапной истории становления Кастельского интрузива.

– Нижнедемерджийская подсвита (грубообломочные породы) накапливалась в режиме прогибания бассейна во время широко проявленного в Горном Крыму эпизода среднеюрского магматизма, в том числе в области, в пределах которой сейчас расположена г. Кастель, когда около рубежа 167±2 млн лет были внедрены первые порции базитовых магм. Продукты разрушения базальтовой составляющей этого эпизода магматизма и/или выведенных локально на поверхность интрузивных тел попали в нижнюю подсвиту демерджийской толщи.

– Около рубежа 156±2 млн лет выплавился и внедрился основной объем Кастельского интрузива. Этому этапу соответствует существенное изменение обстановки седиментации в окрестностях г. Южная Демерджи, которое выразилось в формировании седиментационного несогласия между нижней и верхней демерджийскими подсвитами. Однако по результатам изучения возрастов зерен dZr существенного изменения в источниках сноса для верхней и нижней подсвиты не зафиксировано. Это отражает, очевидно, то, что тектонические и деформационные события в этой части региона Горного Крыма в это время носили локальный характер. Кастельский интрузив был локальным источником материала для пород верхней толщи демерджийской свиты.

– Следующий, третий, эпизод магматизма г. Кастель – кристаллизация аплитовых жил около рубежа 147±1 млн лет – произошел во время накопления верхней подсвиты. Мы интерпретируем внедрение дайко- и силлоподобных тел базитов с возрастом около 144.2±2.0 млн лет в долине Бодрака и аплитовых жил интрузива г. Кастель с возрастом 147±1 млн лет как связанные события, маркирующие самое начало процесса раскрытия глубоководных впадин Черного моря.

10. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

11. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1