SOURCE AREAS AND STRUCTURAL CHARACTERISTICS OF THE MIOCENE FRAGMENT OF THE MONASTYRSKY FLYSCH SECTION, NORTHERN PART OF THE ABKHAZ ZONE OF THE GREATER CAUCASUS

E. I. Makhinya; N. B. Kuznetsov; T. V. Romanyuk; S. Yu. Kolodyazhny; M. A. Ustinova; K. I. Dantsova; E. A. Shalaeva; Е. И. Махиня; Н. Б. Кузнецов; Т. В. Романюк; С. Ю. Колодяжный; М. А. Устинова; К. И. Данцова; Е. А. Шалаева

doi:10.5800/GT-2026-17-4-0905

ИСТОЧНИКИ СНОСА И СТРУКТУРНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ МИОЦЕНОВОГО ФРАГМЕНТА РАЗРЕЗА МОНАСТЫРСКОГО ФЛИША, СЕВЕРНАЯ ЧАСТЬ АБХАЗСКОЙ ЗОНЫ БОЛЬШОГО КАВКАЗА

Е. И. Махиня, Н. Б. Кузнецов, Т. В. Романюк, С. Ю. Колодяжный, М. А. Устинова, К. И. Данцова, Е. А. Шалаева

https://doi.org/10.5800/GT-2026-17-4-0905

EDN: NSWEUX

Полный текст:

PDF (Rus) HTML XML

сгенерировать QR код

Содержание

Перейти к:

Аннотация

Представлены результаты комплексного исследования флишевых толщ, распространенных в северной части Абхазской зоны Большого Кавказа (монастырский флиш). Выполнен микропалеонтологический анализ (нанопланктон), U-Pb датирование зерен детритового циркона (метод LA-ICP-MS) и структурно-кинематические исследования. Установлен миоценовый (либо моложе) возраст относимого ранее к олигоцену фрагмента изученного разреза монастырского флиша, источники его обломочного материала, предложена интерпретация проявленных во флишевых толщах деформаций, генетически связанных с Монастырским разломом. Монастырский разлом парагенетически связан с формированием Воронцовского покрова и сохранял свою активность, по-видимому, вплоть до новейшего времени. Возраст Воронцовского покрова, а также возраст сопряженных с ним деформаций не древнее конца миоцена. Результаты изучения детритового циркона из песчанистых алевролитов миоценового фрагмента монастырского флиша указывают на то, что этот флиш не является синорогенным комплексом новейшего Кавказского орогена. Подавляющая часть зерен циркона из этих пород, вероятнее всего, принесена со стороны расположенных к северу от современного орогена Большого Кавказа структур с платформенным стилем строения (древней Восточно-Европейской и молодой эпигерцинской Скифской платформ) и структур их складчатого обрамления.

Ключевые слова

Большой Кавказ, Сочи-Адлерская депрессия, Абхазская зона, флиш, нанопланктон, миоцен, Монастырский разлом, структурно-кинематические параметры, детритовый циркон, U-Pb датирование

Для цитирования:

Махиня Е.И., Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В., Колодяжный С.Ю., Устинова М.А., Данцова К.И., Шалаева Е.А. ИСТОЧНИКИ СНОСА И СТРУКТУРНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ МИОЦЕНОВОГО ФРАГМЕНТА РАЗРЕЗА МОНАСТЫРСКОГО ФЛИША, СЕВЕРНАЯ ЧАСТЬ АБХАЗСКОЙ ЗОНЫ БОЛЬШОГО КАВКАЗА. Геодинамика и тектонофизика. 2026;17(4):905. https://doi.org/10.5800/GT-2026-17-4-0905. EDN: NSWEUX

For citation:

Makhinya E.I., Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., Kolodyazhny S.Yu., Ustinova M.A., Dantsova K.I., Shalaeva E.A. SOURCE AREAS AND STRUCTURAL CHARACTERISTICS OF THE MIOCENE FRAGMENT OF THE MONASTYRSKY FLYSCH SECTION, NORTHERN PART OF THE ABKHAZ ZONE OF THE GREATER CAUCASUS. Geodynamics & Tectonophysics. 2026;17(4):905. (In Russ.) https://doi.org/10.5800/GT-2026-17-4-0905. EDN: NSWEUX

1. ВВЕДЕНИЕ

В большинстве современных геолого-геофизических работ ороген Большого Кавказа трактуется как альпийское коллизионное горное сооружение компрессионного типа, сформированное в результате коллизии Аравийской и Евразийской литосферных плит на месте существовавшего в юрско-палеогеновое время глубоководного рифтового трога [Ismail-Zadeh et al., 2020; Mossar et al., 2022; Mumladze et al., 2015; Vasey et al., 2020, 2023; Vincent et al., 2007]. Основной механизм воздымания Большого Кавказа связывают с тектоническим укорочением земной коры, происходившим под действием регионального субмеридионального сжатия, которое вызвало деформационные процессы и увеличение мощности коры [Afanasenkov et al., 2007; Ershov et al., 1999; Nikishin et al., 2010; Timoshkina et al., 2010; Vasey et al., 2020, 2023]. При этом ороген Большого Кавказа рассматривается как основной источник молассового материала, которым заполнены Предкавказские предгорные прогибы и Закавказские межгорные прогибы. Так, в работе [Milanovsky, Khain, 1963] отмечено: «Терригенные отложения майкопской серии, материал, которой в значительной мере является продуктом размыва поднятий Большого и Малого Кавказа, представляют наиболее раннюю альпийскую молассовую формацию Кавказа и знаменуют начальную стадию формирования передовых и межгорных прогибов».

В противоположность этому, уже давно некоторые геологи заметили правосдвиговый характер большинства нарушений Западного Кавказа вдоль его простирания (например [Bush, 1983]), а в настоящее время уже многие исследователи отводят важную роль в становлении орогена Большого Кавказа системам правосдвиговых деформаций и развивают альтернативную интерпретацию орогена Большого Кавказа как транспрессивной правосдвиговой мегаструктуры [Marinin, 2003; Marinin, Rastsvetaev, 2008; Patina et al., 2017; Rastsvetaev, Marinin, 2010; Rastsvetaev, Tveretinova, 2016]. В работе [Kuznetsov, Romanyuk, 2025] обоснованы представления о начале воздымания Большого Кавказа и становлении его как высокостоящего и интенсивно эродируемого горного сооружения не ранее позднеплиоценового времени.

Проблема определения времени и геодинамического механизма образования орогена Большого Кавказа тесно связана с пониманием генезиса Предкавказских и Закавказских прогибов и особенностей их заполнения осадочным материалом. В рамках настоящей статьи предпринята попытка тестирования моделей формирования орогена Большого Кавказа на примере фрагмента разреза Абхазской зоны (Сочи-Адлерской депрессии, традиционно выделяемой в качестве составной части Закавказского прогиба) по особенностям источников сноса обломочного материала и проявленным в этом фрагменте разреза деформациям.

2. МЕТОДЫ И МАТЕРИАЛЫ

Геологическое описание строения Абхазской зоны. Абхазская зона с севера граничит с поднятиями Главного хребта Большого Кавказа, а с северо-запада ее перекрывают структуры Воронцовского, Чвежипсинского и Новороссийско-Лазаревского покровов (рис. 1). Традиционно Абхазскую зону подразделяют на следующие структурно-формационные зоны (перечисление в направлении с севера на юг): Краснополянскую, Абхазо-Рачинскую, зону Ахцу и Центрально-Абхазское поднятие. Южные фрагменты последнего в конце палеогена испытали существенное прогибание с накоплением глинисто-песчанистых и карбонатно-глинистых толщ. В литературе подобные объекты известны как Сочи-Адлерская, Гудаутская, Сухумская и др. депрессии. Сочи-Адлерская депрессия ограничена с северной стороны горстом-антиклиналью Ахцу, а с восточной – Центрально-Абхазским поднятием, которое традиционно относят к центральному сегменту Большого Кавказа, а депрессии, сложенные палеогеновыми толщами, судя по их структуре, относят к Закавказскому межгорному прогибу. В междуречье Сочи – Псоу расположен фрагмент такого межгорного прогиба (впадины), который представляет собой структуры Сочи-Адлерской депрессии.

Рис. 1. Космоснимок Большого Кавказа с отмеченным районом изучения (а) и геолого-структурная схема фрагментов северо-западного и центрального сегмента южного склона Большого Кавказа (б) (составлена по [State Geological Map…, 1961, 1967]).

1–15 – основные структурно-формационные зоны: 1 – Сочи-Адлерская депрессия, 2 – Гудаутская депрессия, 3 – Центрально-Абхазское поднятие, 4 – Воронцовский покров, 5 – Чвежипсинский покров, 6 – Новороссийско-Лазаревская зона, 7 – зона Ахцу, 8 – Абхазо-Рачинская зона, 9 – Краснополянский паравтохтон, 10 – Гойтхский аллохтон, 11 – Абино-Гунайская зона, 12 – Лагонакская зона, 13 – Архыз-Гузерипльская зона, 14 – Псеашхинская депрессия, 15 – экспонированные метаморфические комплексы Большого Кавказа (на западе – Чугушское поднятие, на востоке – фрагмент Софийского поднятия); 16 – акватория Черного моря; 17–18 – основные тектонические нарушения: 17 – неопределенной кинематики, 18 – надвиги; 19 – речная сеть; 20 – основные населенные пункты.

Fig. 1. A satellite image of the Greater Caucasus with the study area (а) and a geological-structural scheme of the fragments of the northwestern and central segments of the southern slope of the Greater Caucasus (б) (after [State Geological Map…, 1961, 1967]).

1–15 – main structural-formation zones: 1 – Sochi-Adler depression, 2 – Gudauta depression, 3 – Central Abkhaz uplift, 4 – Vorontsov nappe, 5 – Chvezhipse nappe, 6 – Novorossiysk-Lazarevskoe zone, 7 – Akhtsu zone, 8 – Abkhaz-Racha, 9 – Krasnopolyansky parautokhton, 10 – Goitkh allochton, 11 – Abin-Gunaika zone, 12 – Lagonaki zone, 13 – Arkhyz-Guzeripl zone, 14 – Pseashkho depression, 15 – exposed metamorphic complexes of the Greater Caucasus (Chugush uplift in the west and a fragment of the Sofia uplift in the east); 16 – Black Sea water area; 17–18 – major tectonic faults: 17 – kinematically undetermined, 18 – thrusts; 19 – drainage network; 20 – main settlements.

Для Абхазской зоны характерны сложные сочетания разрывно-складчатых структур кавказского (запад-северо-западного) и транскавказского (север-северо-западного, субмеридионального, реже – северо-восточного) направлений. Сформированные в конце палеогена прогибы впоследствии, в новейшую эпоху, были подвержены дизъюнктивным и слабым пликативным деформациям (рис. 2). Например, в субширотном направлении вдоль Сочи-Адлерской депрессии прослежены Ахштырская и Ахунская брахиантиклинали. Ядра этих складок сложены верхнемеловыми карбонатными породами. Оси складок полого (7–8°) погружены на запад [State Geological Map…, 2000].

Рис. 2. Геологическая карта (а) и разрез по линии А–Б северной части Абхазской зоны в центральной части южного склона Большого Кавказа (б) (по [State Geological Map…, 2000, 2002а]). На врезке – расположение ключевого обнажения.

1–14 – площади выходов пород: 1 – четвертичного аллювия, 2 – олигоцен-миоценовых, 3 – олигоценовых, 4 – эоценовых, 5 – палеоцен-эоценовых, 6 – палеоценовых, 7 – верхнемеловых, 8 – нерасчлененных меловых, 9 – нижнемеловых, 10 – верхнеюрских, 11 – средневерхнеюрских, 12 – среднеюрских, 13 – нижнеюрских, 14 – нерасчлененных тектонитов (только на карте); 15–17 – геологические границы: 15 – стратиграфические, 16 – тектонические неустановленной кинематики, 17 – надвиги и взбросы; 18 – линия разреза А–Б; 19 – речная сеть; 20 – точки структурных наблюдений; 21 – точка отбора проб для микропалеонтологических и изотопно-геохронологических исследований; 22 – населенные пункты; 23 – главные тектонические нарушения (МН – Монастырский разлом, КП – Кепшинский разлом, ВР – Воронцовский надвиг, АХ – Ахштырский разлом); 24 – основные структурно-формационные зоны (САД – Сочи-Адлерская депрессия, ВП – Воронцовский покров, ЧВ – Чвежипсинская зона, АХЦ – горст-антиклиналь Ахцу).

Fig. 2. Geological map (а) and cross-section line А–Б of the northern Abkhaz zone in the central part of the southern slope of the Greater Caucasus (б) (after [State Geological Map…, 2000, 2002а]). The inset shows the main outcrop location.

1–14 – outcrop areas: 1 – Quaternary alluvium, 2 – Oligocene-Miocene, 3 – Oligocene, 4 – Eocene, 5 – Paleocene-Eocene, 6 – Paleocene, 7 – Upper Cretaceous, 8 – undissected Cretaceous, 9 – Lower Cretaceous, 10 – Upper Jurassic, 11 – Middle-Upper Jurassic, 12 – Middle Jurassic, 13 – Lower Jurassic, 14 – undissected tectonites (in the map only); 15–17 – geological boundaries: 15 – stratigraphic, 16 – kinematically undetermined tectonic, 17 – thrusts and reverse faults; 18 – cross-section line А–Б; 19 – drainage network; 20 – structural observation points; 21 – micropaleontological and isotopic-geochronological sampling sites; 22 – settlements; 23 – major tectonic faults (МН – Monastyrsky fault, КП – Kepsha fault, ВР – Vorontsov thrust, АХ – Akhshtyr fault); 24 – main structural-formation zones (САД – Sochi-Adler depression, ВП – Vorontsov nappe, ЧВ – Chvezhipse zone, Akhtsu horst-type anticline).

Толщи палеогенового флиша, участвующие в строении Воронцовского покрова, который ограничивает Абхазскую зону с северо-западного фланга, по оценкам, приведенным в картографических материалах [State Geological Map…, 2002b], горизонтально перемещены на 10–15 км. Поверхность смесителя этого надвига полого (15–30°) падает на север, иногда залегает горизонтально и даже приобретает южное падение. Неогеновый возраст аллохтона установлен по его надвиганию на олигоцен-миоценовые толщи черноморской серии Сочи-Адлерской депрессии.

Изученный фрагмент Абхазской зоны расположен в пределах транскавказской (поперечной) Пшехско-Адлерской складчато-разрывной зоны, которая разделяет центральный и западный сегмент Большого Кавказа, для которых характерны различные стили позднеальпийского строения и разная глубина залегания фундамента [Marinin, 2003; Milanovsky, Khain, 1963]. Эта зона впервые выделена в конце 1950-х гг. В.Е. Хаиным и М.Г. Ломизе [Khain, Lomize, 1961]. В литературе ее традиционно описывают как ступенеобразный изгиб флексурного типа правосторонней кинематики, осложненный дизъюнктивными нарушениями. В пределах изученного фрагмента Пшехско-Адлерская зона расположена между (см. рис. 1) поднятиями Главного хребта – экспонированными метаморфическими комплексами, а также Центрально-Абхазским поднятием с одной стороны и покровно-складчатыми комплексами Западного Кавказа (Новороссийско-Лазаревская зона, Чвежипсинская зона) – с другой. В пределах складчато-разрывной зоны на опубликованных картах зафиксированы изменения ориентировок разломов с северо-западного на субширотное направление, что легко проследить по западной границе Абхазо-Рачинской зоны и по восточным границам Краснополянской, Чвежипсинской и Новороссийско-Лазаревской зон. Однако в пределах Сочи-Адлерской депрессии эта зона практически ничем не выражена (рис. 2). И в современном геоморфологическом облике района Пшехско-Адлерская зона представлена неотчетливо в связи с наложением плотной сети разломов кавказского простирания. Для складчато-разрывной зоны характерна повышенная сейсмическая опасность вследствие высокой концентрации здесь сейсмогенерирующих структур [Ovsyuchenko, 2006; Ovsyuchenko et al., 2013].

Сочи-Адлерская депрессия является юго-восточным продолжением Туапсинского прогиба на суше, представляя собой выступ его северо-восточного фланга. В разрезе депрессии выделяют верхнепалеоцен-нижнеэоценоввую ахштырскую свиту, сложенную терригенно-карбонатными породами, и терригенно-карбонатную черноморскую серию олигоцен-миоценового возраста. Начиная с середины XX в. черноморскую серию подразделяют на четыре свиты общей мощностью 1.2 км – мацестинскую, хостинскую, сочинскую и кудепстинскую [Keller, Menner, 1945]. Первые три свиты относят к олигоцену, а кудепстинскую – к миоцену. В связи с этим черноморскую серию обычно считают возрастным аналогом майкопской серии на южном склоне орогена Большого Кавказа [Laliev, 1964]. Позднее между сочинской и кудепстинской свитами была выделена мысовидненская, а выше кудепстинской – адлерская и прервинская свиты мощностью до 1.5 км [Nesmeyanov et al., 2021]. При этом мацестинскую, хостинскую и сочинскую свиты сопоставляют с нижней подсерией, мысовидненскую и кудепстинскую свиты – с верхнеолигоценовой средней подсерией, а адлерскую и прервинскую свиты – с миоценовой верхней подсерией майкопской серии. Черноморская серия с размывом перекрыта гравийно-галечной толщей миоплиоценового возраста.

С северной стороны Сочи-Адлерскую депрессию ограничивает горст-антиклиналь Ахцу. По общекавказскому направлению в виде узкого планарного клина выступ Ахцу проникает в структуру Воронцовского покрова, оставляя при этом основной аллохтон со стороны южного крыла горста-антиклинали и редкие фрагменты-останцы со стороны своего северного крыла. Эти фрагменты покрова отчетливо отражены на картографических материалах [State Geological Map…, 2000]: от северной границы горста-антиклинали Ахцу прослеживаются останцы, в разрезе которых выделены палеоценовые и эоценовые породы дагомысской и мамайской свит, участвующие в строении Воронцовского аллохтона (рис. 2). Южное крыло горста-антиклинали Ахцу нарушено структурами частых конформных чешуйчатых надвигов юго-западной вергентности. Среди них в качестве южной границы структуры Ахцу выделяют крутопадающий Монастырский разлом. В современной структуре этот разлом представлен в виде сейсмогравитационного уступа (Кепшинский хребет) и по результатам некоторых исследований обнаруживает признаки активности в позднем голоцене [Ovsyuchenko et al., 2013].

В свою очередь, Монастырский разлом нарушает залегание терригенных олигоценовых пород Сочи-Адлерской депрессии. В лежачем блоке породы деформированы в линейные складки, осевые поверхности которых расположены косо к направлению простирания плоскости разлома. В правом борту долины р. Мзымта, южнее с. Монастырь, обнажен флиш, далее – монастырский флиш, относимый к объединенным мысовидненской и кудепстинской свитам (рис. 3) олигоцен-миоценового возраста [Keller, Menner, 1945; State Geological Map…, 2000]. При составлении карты (см. рис. 2) и стратиграфической колонки (рис. 3) для обозначения флиша использовался традиционный стратиграфический индекс, а площадь выходов этих пород была для наглядности выделена косой линейной штриховкой (см. рис. 2). Монастырский флиш представлен тонким ритмичным переслаиванием песчанистых алевролитов (мощность 10 см) и аргиллитов (мощность 30–45 см). Песчанистые алевролиты имеют олигомиктово-кварцевый состав, хорошо отсортированы (коэффициент отсортированности S₀=1.40) с асимметричной кривой распределения фракций (коэффициент симметрии S_k=0.24). Обломки сцементированы (50 %) тонкокристаллическим карбонатным веществом (рис. 4).

Рис. 3. Фрагмент стратиграфической колонки Сочи-Адлерской депрессии. Красной звездочкой отмечен интервал отбора пробы № К21-066.

Fig. 3. A fragment of the stratigraphic column in the Sochi-Adler depression. The red asterisk marks No. К21-066 sampling interval.

Рис. 4. Микрофотографии фрагментов шлифа монастырского флиша в проходящем свете с параллельными николями (а, б), в скрещеных николях (в, г). (а) – общая структура песчанистых алевролитов олигомикт-кварцевого состава с карбонатным цементом, (б) – контакт кальцитового прожилка с основной обломочной массой, (в) – основная обломочная масса, (г) – структура кальцитового прожилка.

Fig. 4. Micrographs of the fragments of the Monastyrsky flysch thin section in transmitted light parallel nicols (а, б) and crossed nicols (в, г). (а) – general structure of oligomictic quartz sandy siltstones with carbonate cement, (б) – calcite veinlet contact with groundmass, (в) – groundmass, (г) – calcite veinlet structure.

Здесь, в точке с координатами 43°35'13.29" с.ш. и 40°0'24.90" в.д., из аргиллитов верхнего и песчанистых алевролитов нижнего элемента одного из флишевых ритмов были отобраны пробы для микропалеонтологических исследований и изучения зерен детритового циркона соответственно.

3. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

3.1. Характеристика комплексов нанофоссилий, выделенных из монастырского флиша

Из аргиллитов монастырского флиша выделены наборы нанофоссилий смешанного состава, умеренной сохранности (кокколиты частично корродированы). Выделение наборов нанофоссилий и их детальное описание были выполнены М.А. Устиновой. При их изучении использован поляризационный микроскоп БиОптик с 1000-кратным увеличением. В выделенных наборах выявлены приблизительные биостратиграфические комплексы: кампана – маастрихта, палеоцена – нижнего эоцена, верхнего эоцена – олигоцена, а также олигоцена – неогена. Состав ассоциаций представлен в табл. 1. Coccolithus pelagicus распространен с датского яруса до современности (табл. 1).

Таблица 1. Разновозрастные комплексы нанофоссилий, выделенных из аргиллитов монастырского флиша

Table 1. Heterochronous nanofossil associations from argillites of the Monastyrsky flysch

Период	Вид	Автор	Распространение
Кампан – маастрихт	Arkhangelskiella cymbiformis	Vekshina, 1959	кампан – маастрихт
	Arkhangelskiella maastrichtiensis	Burnett, 1997	кампан – маастрихт
	Biscutum ellipticum	Grün in Grün and Allemann, 1975	бат – маастрихт
	Broinsonia parca subsp. constricta	Hattner et al., 1980	кампан
	Calculites obscurus	Prins and Sissingh in Sissingh, 1977	турон – маастрихт
	Ceratolithoides cf. indiensis	Burnett, 1997	кампан – маастрихт
	Chiastozygus litterarius	Manivit, 1971	верхний баррем – маастрихт
	Cribrosphaerella ehrenbergii	Deflandre in Piveteau, 1952	альб – маастрихт
	Eiffellithus eximius	Perch-Nielsen, 1968	турон – кампан
	Eiffellithus turriseiffelii	Reinhardt, 1965	альб – маастрихт
	Microrhabdulus belgicus	Hay and Towe, 1963	альб – маастрихт
	Microrhabdulus decoratus	Deflandre, 1959	сеноман – маастрихт
	Micula staurophora	Stradner, 1963	коньяк – маастрихт
	Placozygus fibuliformis	Hoffmann, 1970	турон – маастрихт
	Prediscosphaera cretacea	Gartner, 1968	альб – маастрихт
	Prediscosphaera spinosa	Gartner, 1968	апт – маастрихт
	Quadrum gartneri	Prins and Perch-Nielsen in Manivit et al., 1977	турон – маастрихт
	Retecapsa angustiforata	Black, 1971	берриас – маастрихт
	Watznaueria barnesiae	Perch-Nielsen, 1968	бат – маастрихт
	Watznaueria biporta	Bukry, 1969	титон – маастрихт
	Watznaueria fossacincta	Bown in Bown and Cooper, 1989	байос – маастрихт
	Zeugrhabdotus embergeri	Perch-Nielsen, 1984	титон – зеландий
	Zeugrhabdotus sigmoides	Bown and Young, 1997	кампан – ипр
Палеоцен – нижний эоцен	Discoaster cf. binodosus	Martini, 1958	ипр – лютет
	Discoaster cf. kuepperi	Stradner, 1959	ипр – лютет
	Ellipsolithus bollii	Perch-Nielsen, 1977	зеландий – ипр
	Fasciculithus vertebratoides	Steurbaut and Sztràkos, 2007	даний – зелендий
	Neocrepidolithus dirimosus	Perch-Nielsen, 1981	даний – зеландий
	Prinsius martinii	Haq, 1971	даний – танет
Верхний эоцен – олигоцен	Chiasmolithus solitus	Locker, 1968	танет – бартон
	Coccolithus formosus	Wise, 1973	ипр – рюпель
	*Coccolithus pelagicus*	Schiller, 1930	с дания
	*Cyclicargolithus abisectus*	Wise, 1973	рюпель – аквитан
	Cyclicargolithus luminis	Bukry, 1971	ипр – лютет
	Lanternithus minutus	Stradner, 1962	лютет – рюпель
	Pontosphaera cf. pulchra	Romein, 1979	танет – бартон
	Pontosphaera exilis	Romein, 1979	танет – приабон
	Reticulofenestra dictyoda	Stradner in Stradner and Edwards, 1968	ипр – олигоцен
	Sphenolithus cf. spiniger	Bukry, 1971	ипр – приабон
	Sphenolithus orphanknollensis	Perch-Nielsen, 1971	ипр – лютет
Олигоцен – неоген	*Coccolithus pelagicus*	Schiller, 1930	с дания
	*Cyclicargolithus floridanus*	Bukry, 1971	лютет – серравалий
	*Reticulofenestra bisecta*	Roth, 1970	бартон – аквитан
	Reticulofenestra cf. daviesii	Haq, 1971	лютет – бурдигалий
	*Reticulofenestra minuta*	Roth, 1970	ипр – плиоцен
	*Sphenolithus capricornutus*	Bukry and Percival, 1971	хатт – аквитан
	*Sphenolithus moriformis*	Bramlette, Wilcoxon, 1967	зеландий – лангий
	*Zygrhablithus bijugatus*	Deflandre, 1959	танет – аквитан

Примечание. Виды нанопланктона, свидетельствующие о возрасте изученного фрагмента монастырского флиша, выделены полужирным шрифтом.

Note. The nanoplankton species, indicative of the age of the studied fragment of the Monastyrsky flysch, are shown in bold.

Состав и характерная степень сохранности нанофоссилий позволяют считать, что все комплексы нанофоссилий были переотложены. В результате микропалеонтологического исследования возраст охарактеризованного фрагмента флишевого разреза принят как миоценовый (либо он еще моложе) по принципу наличия в ассоциации нанофоссилий видов, принадлежащих к наиболее позднему интервалу своего развития и распространения. В нашем случае это комплекс олигоцена – неогена с представителями – Sphenolithus capricornutus (хатт, зона NP26-аквитан, зона NN1), Cyclicargolithus floridanus (лютет, зона NP15-серравалий, зона NN6), Reticulofenestra minuta (ипр, зона NP13-плиоцен) и пр. (табл. 1).

3.2. Исследования U-Th-Pb изотопной системы и возрастных характеристик зерен детритового циркона из миоценового интервала разреза монастырского флиша

Из песчанистых алевролитов была выделена мономинеральная фракция зерен детритового циркона. Для предотвращения контаминации пробы и внутреннего контроля качества выделения обломков механическая дезинтеграция материала проведена в чугунной ступке вручную. Выделение тяжелой фракции выполнено при помощи концентрационного столика, постоянных и переменных магнитов. В качестве тяжелой жидкости использован бромоформ. После выделения зерна циркона были имплантированы в специально изготовленную эпоксидную шашку. Затем внутренние области зерен детритового циркона были вскрыты с помощью шлифовальных инструментов, а поверхности вскрытия аккуратно отполированы.

Зерна циркона изучены в проходящем плоскополяризованном свете с параллельными и скрещенными николями, а также в отраженном свете. Большинство зерен представлены таблитчатыми, реже – продольно вытянутыми формами, линейными размерами примерно от 35 до 100 мкм. Результаты последующего датирования не выявили явных корреляций между формой зерен и их возрастом. Внутреннее строение зерен осложнено различными минеральными включениями, в основном микрокристаллов апатита и в меньшей степени рутила, а также газовыми пузырьками.

При микроскопическом исследовании зерен были намечены области для последующей лазерной абляции с радиусом кратера 25 мкм. При выборе областей для кратера мы руководствовались двумя критериями. Первый критерий заключался в отсутствии в области будущего кратера микроскопических неоднородностей: кристаллических и каплевидных включений, газовых пузырьков, микротрещин и поверхностей сколов, чтобы в процессе абляции лазер не прожигал подобные нарушения, в которых изотопная система циркона может быть нарушена. Второй критерий подразумевает выбор кратера в той области детритового зерна, которая, при соблюдении ее чистоты, расположена наиболее близко к геометрическому центру этого зерна. Это связано с тем, что при углублении кратера абляции внутрь зерна лазер может пересечь внутреннюю зональность, например сначала оказаться в зоне оболочки зерна, затем прожечь его ядро, а затем снова оказаться в зоне оболочки.

Возможности программного обеспечения GLITTER [Griffin et al., 2008] позволяют обрабатывать весь временной интервал абляции, а также его части. Пользователю доступны инструменты выделения определенных временных интервалов, на которых фиксируется резкое изменение подсчитанных изотопных отношений. Более подробно описание характеристик изотопных систем зерен детритового циркона, а также методических приемов обработки результатов датирования зерен детритового циркона содержится в работах [Kuznetsov et al., 2024; Kuznetsov, Romanyuk, 2021, 2025; Nikishin et al., 2020; Romanyuk et al., 2020].

U-Th-Pb датирование выполнено методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой с лазерной абляцией (LA-ICP-MS) в химико-аналитической лаборатории ГИН РАН. Результаты датирования приведены в Прил. 1, табл. 1.1.

Для визуализации полученных результатов были построены диаграммы с конкордией (рис. 5), гистограммы и кривые плотности вероятности (КПВ) [Ludwig, 2001; Vermeesch, 2012] (рис. 6), а также диаграммы содержания Th и U и их отношения (Th/U) в зависимости от возраста циркона (рис. 7).

Рис. 5. Диаграммы с конкордией результатов U-Pb датирования обломочного циркона из монастырского флиша для интервалов: (а) – 0–3200 млн лет, (б) – 0–550 млн лет. Эллипсы соответствуют 95%-ным доверительным интервалам.

Fig. 5. U-Pb concordia diagrams for detrital zircon from the Monastyrsky flysch for the intervals: (а) – 0–3200 Ma, (б) – 0–550 Ma. The ellipses correspond to 95 % confidence intervals.

Рис. 6. Гистограммы и кривые плотности вероятности U-Pb возрастов обломочного циркона из монастырского флиша.

(а) – интервал возрастов от 0 до 550 млн лет, где 1–2 – выделенные цветным фоном сигналы: 1 – юрский (голубой), 2 – каменноугольно-триасовый (оранжевый); (б) – весь возрастной набор, где 3–5 – выделенные цветным фоном сигналы: 3 – перигондванский, 4 – протерозойский, 5 – архейский.

Fig. 6. Histograms and probability density curves for the U-Pb ages of detrital zircons from the Monastyrsky flysch.

(а) – 0–550 Ma interval where 1–2 – solid-colored signals: 1 – Jurassic (blue), 2 – Carboniferous-Triassic (orange); (б) – entire age set where 3–5 – solid-colored signals: 3 – Perigondwanian, 4 – Proterozoic, 5 – Archean.

Рис. 7. Результаты определений торий-урановых отношений: (а) – Th – U; (б) – Th/U – U-Pb возраст для обломочного циркона из монастырского флиша.

Fig. 7. Determination of thorium-uranium ratio: (а) – Th – U; (б) – Th/U – U-Pb age of detrital zircon from the Monastyrsky flysch.

Изученные зерна детритового циркона показали хорошую сохранность U-Pb изотопной системы. В подавляющем большинстве случаев получены конкордантные оценки возраста (в 112 случаях из 129 анализов), что проиллюстрировано на рис. 5.

Получен широкий спектр возрастов от раннемеловых (121±1 и 143±1 млн лет) до мезоархейского значения (3167 млн лет), при этом не выявлено доминирование какой-либо популяции (см. рис. 6). В наиболее молодой группе (150–194 млн лет, 8 определений) зафиксирован пик ~186 млн лет, соответствующий широко проявленному на Западном Кавказе и в Горном Крыму юрскому вулканизму. Следующая по возрасту группа (25 определений) состоит из зерен с каменноугольно-триасовым возрастом (233–404 млн лет), с наиболее плотной концентрацией датировок в интервале 292–327 млн лет (10 из 25 определений). Отчетливо проявлен перигондванский провенанс-сигнал 451–751 млн лет (26 определений), состоящий из двух подгрупп: 451–537 млн лет (14 определений) и 537–751 млн лет (12 определений). Кроме того, зафиксирована значительная группа протерозойских датировок – 835–2460 млн лет (42 определения) и единичные (9 определений) архейские датировки 2544–3167 млн лет (см. рис. 6).

Изучению торий-урановых отношений в цирконе посвящены многие работы [Hoskin, Schaltegger, 2003; Kaczmarek et al., 2008; Kirkland et al., 2015; Linnemann et al., 2011; Rubatto, 2017; Schaltegger et al., 2005; Teipel et al., 2004], однако до сих пор так и не выработано общепризнанной технологии интерпретации этого параметра. Тем не менее можно отметить некоторые общие статистические закономерности. Значения Th/U в интервале 0.5–1.0 считаются типичными для циркона из гранитоидов кислого и среднего состава, повышенные значения Th/U>1.5 часто зафиксированы в цирконе из мафических пород или комплексов высокотемпературного метаморфизма. Аномально низкие значения Th/U <0.1 принято считать признаками происхождения циркона из метаморфических пород (например, эклогитов) или некоторых экзотических редких пород, сформированных при низкотемпературном режиме (например, ультранизкотемпературные граниты). Принимая во внимание не очень надежный (статистический, вероятностный) характер оценки типа родительских пород циркона по величинам Th/U, содержательную интерпретацию обычно применяют только для больших групп зерен циркона в совокупности с другими характеристиками, такими как возраст, кристаллографические особенности, содержания элементов-примесей и др.

Полученные величины Th/U (рис. 7) для зерен циркона из монастырского флиша в большинстве случаев попадают в интервал от 0.1 до 1.0. Наибольшая группа определений сконцентрирована в интервале значений от 0.5 до 1.0 (53 определения, среднее значение 0.74). Такие величины вполне типичны для циркона из гранитоидов кислого и среднего состава.

При этом в значительной части анализов (50 определений) получены Th/U значения выше 1.0, из их числа 36 величин попадают в интервал от 1.0 до 1.5, 9 величин – от 1.5 до 2.0 и 5 величин достигают аномально высоких значений >2.0. Повышенные значения величин Th/U могут свидетельствовать о происхождении циркона из мафических пород или комплексов высокотемпературного метаморфизма.

В четырех анализах зафиксированы аномально низкие значения Th/U <0.1, что может свидетельствовать о низкотемпературном режиме формирования пород-источников или их метаморфическом происхождении.

Наиболее широкий размах значений величин Th/U представлен в двух возрастных группах: 186–485 млн лет со значениями от 0.05 до 2.21 (среднее 0.98, медиана 0.92) и 1798–2003 млн лет со значениями от 0.03 до 2.59 (среднее 1.02 и медиана 0.94). Это свидетельство присутствия среди первичных источников зерен детритового циркона этих возрастов чрезвычайно разнообразного набора кристаллических пород, среди которых, наряду с гранитоидами, были широко представлены как мафические, так и метаморфические и экзотические породные комплексы.

3.3. Структурные особенности Монастырского разлома

Поле развития миоценового флиша в районе с. Монастырь расположено в зоне динамического влияния Монастырского разлома, который в современной структуре выражен сейсмогравитационным уступом Кепшинского хребта. Здесь развиты складчато-надвиговые нарушения юго-западной вергентности: асимметричные, наклонные и опрокинутые к юго-западу приразломные складки с острыми и зачастую сорванными замками. Амплитуда отдельных, наиболее крупных складок достигает 3–5 м, их длина волны – 10–15 м. В морфологическом отношении складки принадлежат группе переходных между синусоидальными и шевронными типами пликативных структур (рис. 8, а). Их шарниры полого (5–15°) падают к северо-западу либо залегают горизонтально. Осевые поверхности складок в низах видимой части структуры залегают субвертикально, в более высоких частях структуры они меняют углы падения и становятся более пологими. При этом происходит отклонение простираний этих поверхностей от простирания Монастырского разлома на угол 15–20° в направлении против часовой стрелки. Это, по нашему мнению, свидетельствует о наличии правосдвиговой компоненты перемещений по поверхности Монастырского разлома. На рис. 8, б, это визуализировано на стереографической проекции следующим образом: зелеными дугами отображено положение основных крыльев складок, а красной линией – ориентировка Монастырского разлома. Красной стрелкой выделено отклонение точки пересечения дуг крыльев складок (линейность шарнира) от дуги разлома.

Рис. 8. Структурная схема-разрез, по зарисовкам обнажения (а) и структурная стереографическая диаграмма с проекцией на верхнюю полусферу (б).

1–2 – ритмичное переслаивание аргиллитов и алевролитов (1 – аргиллиты, 2 – алевролиты); 3 – дизъюнктивные нарушения (надвиги); 4 – отметка точки отбора образцов для микропалеонтологических и изотопных исследований; 5 – ориентировка элементов пликативных структур (крылья складок); 6 – положение Монастырского разлома (азимут простирания 305°, угол падения 85–90°); 7 – линия восстания шарнира (от центра диаграммы к периферии); 8 – линейность шарнира складок (пояснения в тексте). Для построения стереографической диаграммы использовалась программа STEREONET, которая размещена в открытом доступе. Положение разреза см. рис. 2.

Fig. 8. Structural schematic section based on outcrop drawings (а) and structural stereographic diagram with the projection onto the upper hemisphere (б).

1–2 – rhythmical intercalation of argillites and aleurolites (1 – argillites, 2 – aleurolites); 3 – disjunctive faults (thrusts); 4 – micropaleontological and isotopic sampling site; 5 – orientation of elements of the plicative structures (fold limbs); 6 – location of the Monastyrsky fault (strike azimuth 305°, dip angle 85–90°); 7 – folding updip line (from center to periphery of the diagram); 8 – linear folding (see text for explanations). The stereographic diagram was plotted using STEREONET which is in the public domain. See Fig. 2 for the section location.

Зеркало складок полого наклонено в сторону Монастырского разлома, на удалении от которого складки становятся менее сжатыми (рис. 8, а), а на расстоянии примерно 1 км к юго-западу от этого нарушения складки постепенно затухают и залегание флиша приобретает моноклинальный характер.

Выше по рельефу в рассматриваемых обнажениях пликативные деформации миоценового флиша срезаны серией малоамплитудных пологих и крутых надвигов с северо-восточным падением сместителей (рис. 8, а), парагенетически связанных с Монастырским разломом. Они разделяют дисгармоничные тектонические пакеты, для которых характерны индивидуальные особенности пликативных структур. Помимо отмеченных нарушений, в обнажениях монастырского флиша выявлены фрагменты ныряющих складок, связанных с пологими надвигами, складок-надвигов, а также структур «замок в замке», свидетельствующие о полистадийности деформаций. На основании микроструктурного анализа, проведенного в ориентированных шлифах, выявлены некоторые закономерности формирования и пространственного положения сланцеватости и кливажа, характеризующих кинематическую ситуацию в зоне динамического влияния Монастырского разлома.

Межзерновой кливаж развит фрагментарно и исключительно в слоях алевролитов, а разная ориентировка его поверхностей свидетельствует о наличии разных генераций кливажа. С осевыми поверхностями у разных генераций кливажа сложены индивидуальные пересечения. Самые поздние поверхности расположены параллельно осевым плоскостям складок, но выражены крайне редко и слабо. Сланцеватость же развита исключительно в аргиллитовых прослоях, в которых межзерновой кливаж не проявлен. Сланцеватость ориентирована параллельно плоскостям первоначальной слоистости.

4. ОБСУЖДЕНИЕ

Источники сноса для миоценовой части монастырского флиша. Полученный набор возрастных оценок зерен детритового циркона из песчанистых алевролитов монастырского флиша позволяет сделать некоторые выводы о расположении питающих провинций, которые поставляли обломочный материал в миоценовое время в Закавказский межгорный прогиб, фрагментом которого является Сочи-Адлерская депрессия Абхазской зоны.

Первичными источниками циркона с древним возрастом от архейского до неопротерозойского могли быть только кристаллические комплексы кратонов. К сожалению, отсутствие яркого проявления какой-либо группы циркона древнего возраста не дает возможности наметить конкретный древний коровый блок как наиболее вероятную питающую провинцию. Источником мог быть любой кратон, а попасть в монастырский флиш циркон мог после нескольких циклов седиментации.

Отчетливо проявлены поздненеопротерозойско-раннепалеозойские (450–750 млн лет) и средне- и позднепалеозойские (250–400 млн лет) датировки. Отметим, что большеобъемные кристаллические комплексы с поздненеопротерозойско-раннепалеозойским возрастом не известны в пределах Восточно-Европейской платформы. Первичным источником циркона такого возраста могли быть только кристаллические комплексы перигондванских террейнов и внутриокеанические комплексы океанов Реик и Палеотетис. Реликты этих комплексов, подвергнутые деформационной и метаморфической переработке, в настоящее время вовлечены в строение фундамента Скифской платформы, в том числе той ее части, которая расположена на Большом Кавказе. При этом известно, что кристаллические комплексы со средне- и позднепалеозойским возрастом участвуют в строении фундамента Скифской платформы и домезозойского цоколя Большого Кавказа, а также слагают герцинские складчатые пояса западного (Центрально-Европейского) и восточного (Уральского) обрамления Восточно-Европейской платформы. Циркон с поздненеопротерозойско-раннепалеозойским, а также средне- и позднепалеозойским возрастом был выявлен в осадочных породах по всему Причерноморью [Romanyuk et al., 2020] и мог попасть в монастырский флиш как непосредственно из первичного источника, так и за счет рециклинга.

Наиболее интересным является отчетливо проявленный в статистике возрастов зерен детритового циркона юрский сигнал, первичным источником которого могли быть магматические комплексы байосского возраста, широко развитые по всему Крымско-Кавказскому региону. По нашей оценке, вероятность случайно встретить в общем наборе возрастов именно байосский возраст – не более 4.5 % (см. рис. 6, а, площадь под графиком кривой плотности вероятности). Слабая статистическая выраженность байосского возраста позволяет усомниться в участии продуктов разрушения кавказских комплексов в сложении обломочных пород, участвующих в строении разреза Абхазской зоны. Ведь в случае, когда главенствующая роль поставщика обломочного материала принадлежит кавказским комплексам, как это имеет место в современном аллювии горных рек Кавказа [Kolodyazhny et al., 2025], вероятность встретить в совокупности возрастов зерен детритового циркона юрские значения должна стремиться к 100 %. Иными словами, на графике кривой плотности вероятности в этом случае можно было бы ожидать юрский главенствующий пик, который заключал бы в себе большую часть всех полученных оценок возраста зерен детритового циркона. В связи с отсутствием подобного распределения возникает дискуссионный вопрос о сложных обстановках сноса обломочного материала в область его аккомодации.

Предположим, что в миоцене юрские магматические комплексы, широко представленные на современном эрозионном срезе Большого Кавказа, еще не были экспонированы на поверхность. Тогда причина происхождения юрских возрастных сигналов может заключаться в том, что каналы, пересекающие континентальный склон в миоценовое время, по которым турбидитные потоки перемещались к его подножью, прорезали его до структурного основания [Nikishin et al., 2012, рис. 4.12], сложенного киммерийскими, герцинскими и кадомскими структурно-формационными комплексами (рис. 9). Проблема возникает при сопоставлении мощностей толщ, слагающих континентальный склон с мощностью современного чехла, перекрывающего киммерийское основание.

Рис. 9. Схематическая блок-диаграмма континентального палеосклона в миоценовое время в области будущей северной части Абхазской зоны Большого Кавказа (по [Nikishin et al., 2012, рис. 4.12]).

Fig. 9. The block diagram of the Miocene continental paleoslope nearby the future northern Abkhaz zone of the Greater Caucasus (after [Nikishin et al., 2012, Fig. 4.12]).

Альтернативная точка зрения может заключаться в смеси двух сигналов: первый хорошо проявленный в статистике сигнал – перигондванский (кадомский) провенанс-сигнал, характеризующий источники сноса обломочного материала, которые расположены со стороны Скифской плиты (северный сигнал) [Kuznetsov, Romanyuk, 2021, 2025]; второй сигнал – киммерийский, характеризующий в качестве источника обломочного материала весь доальпийский фундамент Большого Кавказа, а также источники сноса детритового циркона, расположенные на Закавказском массиве, к которому традиционно отнесена Абхазская зона. В пользу этой версии свидетельствуют единичные нижнемеловые датировки циркона из монастырского флиша, которые могут быть генетически связаны с бимодальной серией Аджаро-Триалетской зоны [Adamia et al., 1974; Gamkrelidze, 1977, 1984, 1988; Gamkrelidze, Shengelia, 2001; Gamkrelidze et al., 2002]. Возраст вулканизма в комплексах этой зоны охватывает апт-раннемаастрихтский интервал.

Особый интерес представляет сравнение полученных возрастных наборов детритового циркона, выделенного из песчанистых алевролитов миоценового монастырского флиша, с возрастными наборами зерен детритового циркона, полученными для других флишевых толщ южного склона Большого Кавказа, распространенных в соседних структурно-формационных зонах.

В статье [Kuznetsov et al., 2024] представлены результаты U-Pb изотопного датирования зерен детритового циркона, выделенных из известковистого песчаника, представляющего собой грубообломочный элемент одного из турбидитовых ритмов в нижнедатской части разреза новороссийского флиша в прибрежном участке мыса Кадош (разрез Скала Киселева в междуречье Туапсе-Агой). В структурном отношении толщи новороссийского флиша слагают самые верхи Новороссийско-Лазаревского синклинория (структура одноименного аллохтона). Отсутствие юрских оценок возраста в породах новороссийского флиша исключает кавказские киммерийские комплексы как источник сноса для них.

Визуальное сравнение КПВ возрастных наборов зерен детритового циркона из пород новороссийского и монастырского флиша показывает, что в породах новороссийского флиша, так же как и в породах монастырского флиша, хорошо проявлен перигондванский провенанс-сигнал (450–750 млн лет). При этом в породах палеогенового новороссийского флиша даже единичные юрские зерна циркона не зафиксированы, а в породах миоценового монастырского флиша юрский провенанс-сигнал представлен значимо. Это обуславливает общую несхожесть полных возрастных наборов детритового циркона из пород новороссийского (рис. 10) и монастырского флиша (см. рис. 6).

Рис. 10. Гистограмма и кривая плотности вероятности U-Pb возрастов обломочного циркона из новороссийского флиша [Kuznetsov et al., 2024].

Fig. 10. Histogram and probability density curve for the U-Pb ages of detrital zircons from the Novorossiysk flysch [Kuznetsov et al., 2024].

Количественное сравнение возрастных наборов зерен детритового циркона из новороссийского и монастырского флиша было выполнено при помощи статистического критерия Колмогорова – Смирнова, а также с помощью теста Overlap – Similarity, основанного на коэффициенте Шимкевича – Симпсона [Gehrels, 2000]. Для того чтобы не сравнивать в одной статистике пустые интервалы с такими же, но заполненными реальными значениями интервалами в другом наборе возрастов (рис. 10), были выделены те интервалы возраста, для которых в обоих наборах присутствуют статистически значимые группы. В итоге, для сравнительного анализа двух возрастных наборов были выбраны следующие пять интервалов, для которых сравнение имеет статистический смысл: 285–375, 420–590, 870–1270, 1300–2250 и 2350–3250 млн лет. Все возрасты одного набора, принадлежащие этим интервалам, были сопоставлены с возрастами другого набора, попавшими в перечисленные интервалы (рис. 11). Коэффициенты корреляции представлены в табл. 2.

Рис. 11. Сравнение распределений кривых плотности вероятности U-Pb возрастов обломочного циркона из монастырского (красный цвет) и новороссийского (зеленый цвет) флиша по пяти интервалам: (а) – 285–375 млн лет; (б) – 420–590 млн лет; (в) – 870–1270 млн лет; (г) – 1300–2250 млн лет; (д) – 2350–3250 млн лет.

Fig.11. Comparison between the distributions of probability density curves for the U-Pb ages of detrital zircons from the Monastyrsky (red) and Novorossiysk (green) flysches along five intervals: (а) – 285–375 Ma; (б) – 420–590 Ma; (в) – 870–1270 Ma; (г) – 1300–2250 Ma; (д) – 2350–3250 Ma.

Таблица 2. Результаты сравнительного анализа наборов U-Pb возрастов обломочного циркона из монастырского и новороссийского флиша методами Колмогорова – Смирнова (K-S) и Overlap – Similarity

Table 2. The results of comparative analysis of sets of U-Pb ages of detrital zircons from the Monastyrsky and Novorossiysk flysches using the K-S and Overlap – Similarity tests

Коэффициент корреляции	Возрастной интервал
Коэффициент корреляции	285–375 млн лет	420–590 млн лет	870–1270 млн лет	1300–2250 млн лет	2350–3250 млн лет
K-S	0.371	0.559	0.330	0.685	0.997
Overlap	0.720	0.246	0.774	0.779	0.427
Similar	0.660	0.099	0.668	0.705	0.518

Примечание. Для количественного сопоставления полученных наборов возрастов применены два теста:

тест Колмогорова – Смирнова (KS-тест) с использованием программы [Guynn, Gehrels, 2010], размещенной в свободном доступе. Стандартный уровень вероятности – 95 %. Если взаимный коэффициент K-S превышает пороговое значение 0.05, то с вероятностью 95 % тестируемые наборы соответствуют одному и тому же закону распределения;

тест Overlap – Similarity с использованием программы Overlap – Similarity [Gehrels, 2000], размещенной в открытом доступе. В тесте используются два статистических сравнения. Коэффициент Overlap – это степень перекрытия кривых плотностей вероятности двух возрастных наборов, где 1.0 – идеальное перекрытие, а 0.0 – отсутствие перекрытия. Коэффициент Similarity – это показатель степени сходства отношений совпадающих возрастов. Рассчитывается путем суммирования квадратных корней из попарных произведений вероятностей в двух разных наборах возрастов в сравниваемом интервале. В случае полного сходства (а не только перекрытия) двух разных возрастных наборов значение коэффициента стремится к 1.0.

Note. The quantitative comparison of the obtained age sets was made using two tests:

the Kolmogorov – Smirnov test (KS-тест) using a program [Guynn, Gehrels, 2010] available in the public domain. The standard probability level is accepted at 95 %. If the mutual K-S coefficient exceeds the threshold of 0.05, then the sets tested correspond to the same distribution law with a probability of 95 %;

the Overlap – Similarity test using the Overlap – Similarity program [Gehrels, 2000] which is available in the public domain. The test involves two statistical comparisons. The overlap coefficient is a degree of overlap between the probability density curves for two age sets where 1.0 is an ideal overlap and 0.0 is a lacking overlap. The similarity coefficient is an index of the similarity between the ratios of concordant ages. It is calculated by summing up the square roots of pairwise products of probabilities in two different age sets within the interval compared. In case of complete similarity (not only overlap) between two different age sets, the coefficient value tends to 1.0.

По результатам теста Колмогорова – Смирнова значения оценок возрастов зерен детритового циркона из пород монастырского и новороссийского флиша наиболее статистически схожи в интервале 2350–3250 млн лет. При этом мера перекрытия и сходства, подсчитанная по алгоритмам Overlap – Similarity, имеет значимые оценки во всех интервалах, за исключением 420–590 млн лет. Таким образом, количественное сравнение набора перигондванских возрастов циркона из пород новороссийского и монастырского флиша по критерию Similarity показало значимое различие (рис. 11, б).

Полученные результаты U-Pb датирования зерен детритового циркона из пород миоценового фрагмента монастырского флиша ставят под сомнение его интерпретацию как молассу орогена Большого Кавказа, т.е. как синорогенные образования. Подавляющая часть осадочного материала, вероятнее всего, принесена со Скифской платформы. Отчетливый юрский сигнал в наборе возрастов зерен детритового циркона из пород монастырского флиша может свидетельствовать либо о поступлении в область аккомодации обломочного материала из северных источников вместе с обломочным материалом из Закавказского массива, либо о сложной структуре и морфологии континентального склона в миоценовое время. Зафиксированное отличие между источниками сноса для пород датского новороссийского и миоценового монастырского флиша в интервале перигондванских возрастов свидетельствует в пользу быстроменяющихся во времени и географически обстановок седиментации в Кавказском бассейне.

Традиционно отожествляемый с верхнеолигоценовой подсерией майкопской серии разрез мысовидненской и кудепстинской свит представлен сложнодислоцированной толщей ритмичного переслаивания песчаных алевролитов и аргиллитов. На основании описанных вероятно переотложенных разновозрастных биостратиграфических комплексов нанопланктона, возраст флиша не может быть древнее миоцена, в связи с чем проявленные в динамическом поле Монастырского разлома пликативные и надвиговые деформации миоценовой флишевой толщи указывают на более поздний возраст формирования разлома. При этом общая конфигурация шарниров пликативных структур и простирание поверхности Монастырского разлома (305° по простиранию уступа южного склона Кепшинского хребта) указывают на влияние правосдвиговой составляющей последнего. Серия крутых мелких срывов, осложняющая верхи фрагмента разреза миоценового флиша, генетически связана с развитием Монастырского разлома. Мелкие пологие надвиги могут указывать на динамическое влияние Воронцовского покрова.

5. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты выполненных микропалеонтологических, изотопно-геохронологических и структурно-кинематических исследований фрагмента монастырского флиша, развитого на правобережье р. Мзымта в северной части Абхазской зоны Большого Кавказа, позволяют сделать следующие выводы.

Возраст изученного фрагмента разреза монастырского флиша на основании изученных биостратиграфических комплексов, вопреки традиционным представлениям, не может быть древнее миоцена.
В северной части Абхазской зоны Большого Кавказа в монастырском флише отчетливо проявлены правосдвиговые деформации, связанные с зоной динамического влияния Монастырского разлома. При этом взбросовая компонента перемещений остается доминирующей. Таким образом, в целом кинематически Монастырский разлом можно охарактеризовать как правый сдвиго-взброс. Разлом, вероятно, парагенетически связан с формированием Воронцовского покрова и сохранял свою активность, по-видимому, вплоть до новейшего времени. Возраст Воронцовского покрова, а также возраст сопряженных с ним деформаций (складки, пологие надвиги (см. рис. 8)) не древнее конца миоцена.
В обломочном материале, слагающем нижние элементы ритмов монастырского флиша, отчетливо проявлены поздненеопротерозойско-раннепалеозойские (перигондванские или кадомские) датировки (450–750 млн лет), а также средне- и позднепалеозойские (герцинские) (250–400 млн лет) датировки. Первичным источником циркона перигондванского (кадомского) возраста могли быть только кристаллические комплексы перигондванских террейнов и внутриокеанические комплексы океанов Реик и Палеотетис. Деформационно и метаморфически переработанные реликты этих комплексов в настоящее время вовлечены в строение фундамента Скифской платформы и/или Большого Кавказа. А первичным источником циркона герцинского возраста могли быть как внутриокеанические комплексы океанов Реик и Палеотетис, так и кристаллические комплексы, участвующие в строении герцинских складчатых поясов южного (Скифского, включая структурное основание Большого Кавказа), западного (Центрально-Европейского) и восточного (Уральского) обрамления Восточно-Европейской платформы.
Результаты изучения детритового циркона из песчанистых алевролитов миоценового фрагмента монастырского флиша указывают на то, что этот флиш не является синорогенным комплексом новейшего Кавказского орогена. Подавляющая часть зерен циркона из этих пород, вероятнее всего, принесена со стороны расположенных к северу от современного орогена Большого Кавказа структур с платформенным стилем строения (древней Восточно-Европейской и молодой эпигерцинской Скифской платформ) и структур их складчатого обрамления. Отчетливый юрский сигнал в наборе возрастов зерен детритового циркона из пород монастырского флиша может свидетельствовать либо о конъюнкции обломочного материала из северных источников с обломочным материалом из Закавказского массива, либо о сложной структуре и морфологии континентального склона в миоценовое время и наличии на этом склоне глубоких каньонов (промоин), которые вскрывали киммерийские комплексы (поставщики зерен юрского циркона). Также не исключена обстановка осадконакопления, совмещающая оба этих фактора.

6. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают искреннюю благодарность аналитикам A.С. Дубенскому, К.Г. Ерофеевой и В.С. Шешукову, выполнившим аналитические исследования, а также доценту кафедры недропользования и нефтегазового дела РУДН Е.В. Карелиной за ее ценные консультации.

7. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Написание рукописи и взаимодействие с рецензентами – Е.И. Махиня. Формулировка задачи и общее редактирование рукописи – Н.Б. Кузнецов и Т.В. Романюк. Участие в полевых работах – Е.И. Махиня, С.Ю. Колодяжный и Е.А. Шалаева. Выделение, определение микропалеонтологических остатков и заключение об их возрасте (стратиграфической привязке) – М.А. Устинова. Подготовка иллюстраций – Е.И. Махиня и К.И. Данцова. Общий вклад первого автора (Е.И. Махиня) в работу превышает 75 %.

Writing and interaction with reviewers – E.I. Makhinya. The formulation of the task and the general editing of the manuscript – N.B. Kuznetsov and T.V. Romanyuk. Participation in field work – E.I. Makhinya, S.Yu. Kolodyazhny and E.A. Shalaeva. Identification, determination of micropaleontological remains and conclusion on their age (stratigraphic reference) – M.A. Ustinova. Preparation of illustrations – E.I. Makhinya and K.I. Dantsova. The total contribution of the first author (E.I. Makhinya) to the work exceeds 75%.

8. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью. Авторы прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript. The authors read and approved the final version.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1

Таблица 1.1. Результаты U-Th-Pb изотопного (LA-ICP-MS) датирования зерен циркона из монастырского флиша, Абхазская зона, Центральный Большой Кавказ

Table 1.1. LA-ICP-MS U-Th-Pb isotope data for zircon grains from the Monastyrsky flysch, Abkhaz zone, Central Greater Caucasus

№ п.п.	Лаб. номер	Th, г/т	U, г/т	Измеренные соотношения, ppm						RHO	Возраст, млн лет						D, %
№ п.п.	Лаб. номер	Th, г/т	U, г/т	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	±1σ	²⁰⁷Pb/²³⁵U	±1σ	²⁰⁶Pb/²³⁸U	±1σ	RHO	²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb	±1σ	²⁰⁷Pb/²³⁵U	±1σ	²⁰⁶Pb/²³⁸U	±1σ	D, %
1	a001	320.6	824.7	0.05689	0.00072	0.37079	0.00308	0.04727	0.00046	0.99	487	16	320	2	298	3	63.4
2	a002	127.9	133.8	0.05201	0.00196	0.31612	0.01146	0.04409	0.00056	0.35	286	50	279	9	278	3	2.9
3	a003	403.0	471.2	0.05550	0.00063	0.26688	0.00195	0.03488	0.00033	0.99	432	15	240	2	221	2	95.5
4	a004	257.4	406.7	0.05989	0.00080	0.80148	0.00977	0.09706	0.00088	0.74	600	17	598	6	597	5	0.5
5	a005	50.7	580.6	0.16862	0.00210	11.25910	0.12632	0.48430	0.00434	0.80	2544	12	2545	10	2546	19	–0.1
6	a006	402.1	607.7	0.05474	0.00081	0.41139	0.00560	0.05451	0.00050	0.67	402	19	350	4	342	3	17.5
7	a007	209.7	444.8	0.05775	0.00084	0.67212	0.00895	0.08442	0.00077	0.68	520	19	522	5	522	5	–0.4
8	a008	812.3	942.1	0.04975	0.00120	0.18245	0.00418	0.02660	0.00027	0.44	183	32	170	4	169	2	8.3
9	a009	274.8	270.0	0.18985	0.00258	13.87077	0.17137	0.52992	0.00487	0.74	2741	13	2741	12	2741	21	0.0
10	a010	122.2	295.1	0.05621	0.00095	0.56098	0.00882	0.07239	0.00068	0.60	461	21	452	6	451	4	2.2
11	a011	197.1	224.1	0.24716	0.00276	21.50715	0.21313	0.63108	0.00558	0.89	3167	10	3162	10	3154	22	0.4
12	a012	184.5	181.8	0.05223	0.00121	0.12591	0.00278	0.01748	0.00017	0.44	295	30	120	3	112	1	163.4
13	a013	176.2	361.2	0.05357	0.00076	0.41512	0.00536	0.05620	0.00051	0.70	353	18	353	4	352	3	0.3
14	a014	191.6	296.5	0.05803	0.00074	0.69445	0.00795	0.08679	0.00077	0.77	531	17	535	5	537	5	–1.1
15	a015	102.2	104.4	0.05265	0.00126	0.34425	0.00787	0.04741	0.00049	0.45	314	31	300	6	299	3	5.0
16	a016	170.3	121.5	0.10358	0.00131	4.27934	0.04845	0.29963	0.00269	0.79	1689	14	1689	9	1689	13	0.0
17	a017–c	38.9	264.1	0.06458	0.00106	1.08098	0.01649	0.12139	0.00114	0.62	761	20	744	8	739	7	3.0
18	a017–r	54.4	227.2	0.06203	0.00126	0.94890	0.01814	0.11095	0.00111	0.52	675	25	678	9	678	6	–0.4
19	a018	62.6	129.4	0.08953	0.00113	3.03146	0.03407	0.24557	0.00217	0.79	1416	14	1416	9	1416	11	0.0
20	a019	775.9	599.5	0.11467	0.00124	3.54359	0.02108	0.22413	0.00208	0.99	1875	12	1537	5	1304	11	43.8
21	a020	84.6	112.8	0.09255	0.00128	3.29298	0.04097	0.25804	0.00234	0.73	1479	15	1479	10	1480	12	–0.1
22	a021	188.4	269.7	0.08312	0.00108	2.36495	0.02776	0.20638	0.00184	0.76	1272	15	1232	8	1210	10	5.1
23	a022	227.7	355.5	0.04969	0.00090	0.18444	0.00312	0.02692	0.00025	0.55	181	25	172	3	171	2	5.8
24	a023	522.5	1306.8	0.06863	0.00078	0.25421	0.00182	0.02687	0.00026	0.99	888	14	230	1	171	2	419.3
25	a024	292.8	191.5	0.04983	0.00111	0.20072	0.00425	0.02922	0.00029	0.47	187	30	186	4	186	2	0.5
26	a025	1.5	42.1	0.11654	0.00181	5.51741	0.07905	0.34340	0.00336	0.68	1904	16	1903	12	1903	16	0.1
27	a026	257.2	172.2	0.05312	0.00094	0.36152	0.00595	0.04936	0.00046	0.57	334	23	313	4	311	3	7.4
28	a027–c	112.7	82.9	0.08845	0.00156	3.02417	0.04964	0.24799	0.00247	0.61	1392	19	1414	13	1428	13	–2.5
29	a027–r	193.8	135.2	0.08292	0.00130	2.47770	0.03589	0.21672	0.00204	0.65	1267	18	1266	10	1265	11	0.2
30	a028	306.1	234.2	0.11447	0.00154	5.29536	0.06424	0.33554	0.00302	0.74	1872	14	1868	10	1865	15	0.4
31	a029	400.3	329.6	0.04949	0.00199	0.18629	0.00720	0.02730	0.00035	0.33	171	54	173	6	174	2	–1.7
32	a030	220.4	261.6	0.05633	0.00094	0.58429	0.00898	0.07523	0.00070	0.61	465	22	467	6	468	4	–0.6
33	a031	121.7	401.1	0.05733	0.00098	0.61823	0.00980	0.07822	0.00073	0.59	504	22	489	6	485	4	3.9
34	a032	193.2	148.1	0.10480	0.00123	4.37066	0.04531	0.30248	0.00263	0.84	1711	13	1707	9	1704	13	0.4
35	a033	154.9	193.7	0.05645	0.00089	0.58300	0.00847	0.07491	0.00068	0.62	470	20	466	5	466	4	0.9
36	a034	87.2	84.4	0.17727	0.00214	12.27457	0.13116	0.50223	0.00445	0.83	2627	12	2626	10	2623	19	0.2
37	a035	72.0	81.0	0.19514	0.00236	14.48326	0.15532	0.53832	0.00477	0.83	2786	12	2782	10	2776	20	0.4
38	a036	146.4	242.0	0.04962	0.00097	0.17685	0.00326	0.02585	0.00024	0.50	177	27	165	3	165	2	7.3
39	a037	81.3	70.1	0.06061	0.00112	0.85032	0.01469	0.10176	0.00097	0.55	625	23	625	8	625	6	0.0
40	a038	129.3	164.6	0.05402	0.00086	0.43550	0.00642	0.05848	0.00053	0.61	372	21	367	5	366	3	1.6
41	a039	47.0	41.7	0.11083	0.00151	4.97069	0.06103	0.32530	0.00295	0.74	1813	14	1814	10	1816	14	–0.2
42	a040	85.1	102.8	0.05786	0.00111	0.65847	0.01183	0.08254	0.00079	0.53	524	25	514	7	511	5	2.5
43	a041	41.5	33.9	0.05043	0.00445	0.19514	0.01680	0.02807	0.00060	0.25	215	117	181	14	178	4	20.8
44	a042	475.1	263.5	0.05229	0.00081	0.34325	0.00491	0.04762	0.00043	0.63	298	21	300	4	300	3	–0.7
45	a043	141.9	90.3	0.11046	0.00134	4.95860	0.05337	0.32560	0.00287	0.82	1807	13	1812	9	1817	14	–0.6
46	a044	50.2	96.3	0.10860	0.00142	4.74331	0.05543	0.31680	0.00284	0.77	1776	14	1775	10	1774	14	0.1
47	a045	45.6	108.1	0.10242	0.00128	4.16386	0.04634	0.29487	0.00262	0.80	1668	14	1667	9	1666	13	0.1
48	a046–c	286.0	279.8	0.05479	0.00095	0.48682	0.00782	0.06445	0.00060	0.58	404	22	403	5	403	4	0.2
49	a046–r	185.4	794.5	0.05347	0.00075	0.39599	0.00506	0.05372	0.00048	0.70	349	19	339	4	337	3	3.6
50	a047	94.7	160.3	0.05002	0.00132	0.21043	0.00528	0.03052	0.00032	0.42	196	35	194	4	194	2	1.0
51	a048	159.7	319.9	0.05728	0.00078	0.64719	0.00792	0.08196	0.00072	0.72	502	17	507	5	508	4	–1.2
52	a049	36.9	49.8	0.11494	0.00152	5.36218	0.06366	0.33839	0.00307	0.76	1879	14	1879	10	1879	15	0.0
53	a050	116.4	194.2	0.12218	0.00147	6.06580	0.06410	0.36012	0.00313	0.82	1988	12	1985	9	1983	15	0.3
54	a051	81.4	191.0	0.05616	0.00093	0.56101	0.00855	0.07246	0.00066	0.60	459	22	452	6	451	4	1.8
55	a052	269.5	332.2	0.09498	0.00108	3.48709	0.03444	0.26630	0.00228	0.87	1528	12	1524	8	1522	12	0.4
56	a053	131.8	214.2	0.11381	0.00129	5.21627	0.05120	0.33244	0.00284	0.87	1861	12	1855	8	1850	14	0.6
57	a054	65.6	97.7	0.11593	0.00142	5.16003	0.05596	0.32286	0.00284	0.81	1894	13	1846	9	1804	14	5.0
58	a055	20.9	13.4	0.05149	0.00345	0.29729	0.01953	0.04188	0.00062	0.23	263	90	264	15	264	4	–0.4
59	a056	309.0	172.7	0.05153	0.00125	0.29389	0.00677	0.04137	0.00042	0.44	265	32	262	5	261	3	1.5
60	a057	350.0	459.0	0.05465	0.00071	0.47522	0.00550	0.06307	0.00055	0.75	398	17	395	4	394	3	1.0
61	a058	231.4	291.6	0.11455	0.00134	5.23774	0.05365	0.33166	0.00285	0.84	1873	12	1859	9	1846	14	1.5
62	a059	34.3	99.3	0.10989	0.00139	4.92833	0.05547	0.32531	0.00287	0.78	1798	13	1807	10	1816	14	–1.0
63	a060	245.3	294.9	0.05546	0.00079	0.57252	0.00745	0.07487	0.00066	0.68	431	18	460	5	465	4	–7.3
64	a061	144.1	222.0	0.07472	0.00103	1.81371	0.02256	0.17605	0.00158	0.72	1061	16	1050	8	1045	9	1.5
65	a062	464.6	415.4	0.09231	0.00107	3.25579	0.03303	0.25581	0.00220	0.85	1474	13	1471	8	1468	11	0.4
66	a063	215.9	228.2	0.05235	0.00078	0.32818	0.00445	0.04547	0.00040	0.65	301	20	288	3	287	2	4.9
67	a064	110.5	77.0	0.05890	0.00153	0.69020	0.01711	0.08500	0.00092	0.44	563	32	533	10	526	5	7.0
68	a065	31.7	639.6	0.05742	0.00100	0.54306	0.00873	0.06859	0.00064	0.58	508	22	440	6	428	4	18.7
69	a066	59.4	179.0	0.07454	0.00094	1.81727	0.02034	0.17684	0.00154	0.78	1056	15	1052	7	1050	8	0.6
70	a067	537.7	1144.6	0.06856	0.00098	0.31812	0.00410	0.03366	0.00030	0.69	886	17	280	3	213	2	316.0
71	a068	55.8	110.0	0.10615	0.00153	4.48049	0.05876	0.30616	0.00284	0.71	1734	15	1727	11	1722	14	0.7
72	a069	213.6	1060.8	0.16037	0.00197	10.19892	0.11023	0.46128	0.00399	0.80	2460	12	2453	10	2445	18	0.6
73	a070	348.3	268.2	0.06197	0.00083	0.94171	0.01132	0.11021	0.00097	0.73	673	17	674	6	674	6	–0.1
74	a071	95.7	74.7	0.11378	0.00187	4.98122	0.07576	0.31754	0.00320	0.66	1861	17	1816	13	1778	16	4.7
75	a072	108.4	344.6	0.07897	0.00094	2.15440	0.02243	0.19787	0.00170	0.83	1171	14	1166	7	1164	9	0.6
76	a073	88.7	116.9	0.22637	0.00266	18.75238	0.19345	0.60082	0.00523	0.84	3027	11	3029	10	3033	21	–0.2
77	a074	65.7	68.7	0.07469	0.00102	1.86578	0.02312	0.18119	0.00162	0.72	1060	16	1069	8	1073	9	–1.2
78	a075	207.8	109.1	0.05955	0.00091	0.80203	0.01125	0.09768	0.00088	0.64	587	19	598	6	601	5	–2.3
79	a076	173.8	569.2	0.06037	0.00079	0.83248	0.00975	0.10001	0.00088	0.75	617	16	615	5	614	5	0.5
80	a077	332.3	365.2	0.05654	0.00088	0.59318	0.00854	0.07609	0.00069	0.63	474	19	473	5	473	4	0.2
81	a078	80.0	106.8	0.09398	0.00122	3.41768	0.04000	0.26377	0.00234	0.76	1508	14	1508	9	1509	12	–0.1
82	a079	126.9	134.5	0.12317	0.00156	6.20016	0.07042	0.36510	0.00323	0.78	2003	13	2004	10	2006	15	–0.1
83	a080	86.3	108.2	0.18598	0.00237	13.28414	0.15243	0.51808	0.00464	0.78	2707	12	2700	11	2691	20	0.6
84	a081	104.9	122.2	0.18751	0.00218	13.53903	0.13740	0.52373	0.00455	0.86	2720	11	2718	10	2715	19	0.2
85	a082	301.4	183.0	0.05311	0.00115	0.36424	0.00741	0.04975	0.00049	0.48	333	28	315	6	313	3	6.4
86	a083	100.7	170.4	0.09833	0.00207	2.35368	0.04619	0.17362	0.00190	0.56	1593	22	1229	14	1032	10	54.4
87	a084	463.2	327.6	0.06951	0.00101	0.45000	0.00594	0.04696	0.00042	0.68	914	17	377	4	296	3	208.8
88	a085	612.6	296.2	0.10311	0.00124	4.23933	0.04484	0.29821	0.00257	0.81	1681	13	1682	9	1682	13	–0.1
89	a086	668.7	594.8	0.04890	0.00074	0.15160	0.00208	0.02249	0.00020	0.65	143	20	143	2	143	1	0.0
90	a087	147.4	56.9	0.11661	0.00152	5.52721	0.06431	0.34380	0.00305	0.76	1905	13	1905	10	1905	15	0.0
91	a088	96.4	142.1	0.07053	0.00095	1.54972	0.01872	0.15937	0.00140	0.73	944	16	950	7	953	8	–0.9
92	a089	991.9	449.1	0.05106	0.00078	0.27255	0.00378	0.03872	0.00034	0.63	244	20	245	3	245	2	–0.4
93	a090	382.5	265.4	0.06068	0.00083	0.85996	0.01048	0.10280	0.00090	0.72	628	17	630	6	631	5	–0.5
94	a091	450.5	577.4	0.05253	0.00068	0.34526	0.00400	0.04767	0.00041	0.74	309	18	301	3	300	3	3.0
95	a092	43.4	43.3	0.06715	0.00118	1.28096	0.02088	0.13837	0.00131	0.58	842	21	837	9	835	7	0.8
96	a093	201.2	174.3	0.05318	0.00136	0.38084	0.00927	0.05194	0.00054	0.43	336	33	328	7	326	3	3.1
97	a094	571.9	616.7	0.05265	0.00081	0.36241	0.00508	0.04992	0.00044	0.63	314	21	314	4	314	3	0.0
98	a095	626.9	420.3	0.05136	0.00092	0.28856	0.00479	0.04075	0.00037	0.55	257	24	257	4	257	2	0.0
99	a096	1064.1	740.9	0.05223	0.00074	0.33417	0.00428	0.04640	0.00041	0.69	295	19	293	3	292	3	1.0
100	a097	396.2	267.7	0.06199	0.00096	0.90581	0.01273	0.10598	0.00095	0.64	674	19	655	7	649	6	3.9
101	a098	250.1	242.1	0.05876	0.00143	0.16117	0.00370	0.01989	0.00020	0.44	558	30	152	3	127	1	339.4
102	a099	149.8	283.4	0.10266	0.00135	4.17249	0.04867	0.29480	0.00256	0.74	1673	14	1669	10	1665	13	0.5
103	a100	487.7	842.2	0.04974	0.00074	0.18424	0.00246	0.02687	0.00024	0.67	183	20	172	2	171	2	7.0
104	a101	593.7	587.9	0.05302	0.00088	0.38035	0.00581	0.05204	0.00047	0.59	330	22	327	4	327	3	0.9
105	a102	905.7	564.6	0.07424	0.00096	1.50726	0.01720	0.14726	0.00127	0.76	1048	15	933	7	886	7	18.3
106	a103	39.5	33.9	0.06058	0.00150	0.84422	0.01985	0.10107	0.00106	0.45	624	31	621	11	621	6	0.5
107	a104	541.0	735.5	0.04889	0.00120	0.15851	0.00370	0.02352	0.00024	0.44	143	33	149	3	150	2	–4.7
108	a105	54.6	113.0	0.07438	0.00103	1.81418	0.02250	0.17692	0.00156	0.71	1052	16	1051	8	1050	9	0.2
109	a106	125.3	314.7	0.06513	0.00097	1.11022	0.01498	0.12364	0.00110	0.66	779	18	758	7	751	6	3.7
110	a107	195.4	127.5	0.05407	0.00124	0.44201	0.00957	0.05929	0.00059	0.46	374	30	372	7	371	4	0.8
111	a108	282.4	415.6	0.05621	0.00082	0.56726	0.00750	0.07320	0.00065	0.67	461	18	456	5	455	4	1.3
112	a109	292.4	682.7	0.05893	0.00138	0.19790	0.00436	0.02436	0.00025	0.47	565	29	183	4	155	2	264.5
113	a110	942.3	781.5	0.05287	0.00081	0.37441	0.00525	0.05136	0.00046	0.64	323	20	323	4	323	3	0.0
114	a111	115.2	174.2	0.06113	0.00085	0.88972	0.01109	0.10557	0.00093	0.71	644	17	646	6	647	5	–0.5
115	a112	574.1	396.3	0.11301	0.00136	4.85792	0.05121	0.31177	0.00269	0.82	1848	13	1795	9	1749	13	5.7
116	a113	70.3	106.6	0.08447	0.00109	2.55895	0.02939	0.21971	0.00192	0.76	1303	14	1289	8	1280	10	1.8
117	a114	151.7	202.5	0.04839	0.00111	0.12682	0.00276	0.01901	0.00018	0.44	118	31	121	2	121	1	–2.5
118	a115	216.0	175.2	0.09446	0.00118	3.43814	0.03773	0.26399	0.00227	0.78	1517	13	1513	9	1510	12	0.5
119	a116	1162.2	1031.0	0.05540	0.00102	0.28142	0.00478	0.03684	0.00034	0.54	428	24	252	4	233	2	83.7
120	a117	265.6	428.0	0.07657	0.00157	0.83046	0.01581	0.07866	0.00079	0.53	1110	24	614	9	488	5	127.5
121	a118	554.9	680.1	0.05714	0.00077	0.59847	0.00713	0.07597	0.00065	0.72	497	17	476	5	472	4	5.3
122	a119	64.5	30.8	0.09840	0.00168	3.77787	0.05920	0.27844	0.00270	0.62	1594	19	1588	13	1584	14	0.6
123	a120	724.2	334.6	0.05076	0.00087	0.25761	0.00404	0.03681	0.00033	0.57	230	23	233	3	233	2	–1.3
124	a121	234.0	177.5	0.19229	0.00256	14.10200	0.16622	0.53189	0.00460	0.73	2762	12	2757	11	2749	19	0.5
125	a122	238.6	449.4	0.05551	0.00090	0.49561	0.00733	0.06475	0.00058	0.61	433	21	409	5	404	4	7.2
126	a123	62.1	671.7	0.07440	0.00117	0.77550	0.01097	0.07559	0.00067	0.63	1052	18	583	6	470	4	123.8
127	a124	54.1	76.2	0.07226	0.00116	1.65725	0.02426	0.16633	0.00150	0.62	993	19	992	9	992	8	0.1
128	a125	196.5	170.8	0.05098	0.00123	0.26353	0.00598	0.03749	0.00037	0.43	240	32	238	5	237	2	1.3
129	a126	171.5	325.2	0.07438	0.00111	1.81413	0.02423	0.17690	0.00154	0.65	1052	18	1051	9	1050	8	0.2

Примечание. Для калибровки измерений был использован цирконовый стандарт GJ-1 [Jackson et al., 2004; Elhlou et al., 2006]. Качество анализа контролировалось путем последовательного измерения десяти неизвестных зерен с контрольными стандартами, в качестве которых были приняты цирконы 91500 и Plešovice [Wiedenbeck et al., 2004; Yuan et al., 2008; Sláma et al., 2008]. Для калибровочного и контрольных стандартов были получены величины со средневзвешенными значениями возраста (±2σ), млн лет: 600.40±1.4 (GJ-1, n=52, MSWD=0.054), 336.5±1.7 (Plešovice, n=12, MSWD=0.72) и 1067±10 (91500, n=12, MSWD=0.069). Эти значения в пределах допустимой ошибки соответствуют аттестованным по изотопному отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U средневзвешенным возрастам (±2σ), млн лет: 601.9±0.4 (GJ-1), 337.2±0.1 (Plešovice) и 1063.5±0.4 (91500), полученным методом CA-ID-TIMS [Horstwood et al., 2016]. Строки, содержащие дискордантные определения, окрашены серым цветом, принятые за оптимальные значения возраста выделены полужирным шрифтом, а минимальный и максимальный возраст в наборе подчеркнуты. Суффиксы в номере анализа: c – ядро, r – оболочка.

Были подсчитаны содержания изотопов свинца (²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb,²⁰⁸Pb), урана (²³⁵U и ²³⁸U), а также тория ²³²Th. По измеренным отношениям ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U можно получить две независимые оценки возраста зерен циркона. Если эти две оценки расходятся мало, то это свидетельствует о хорошей сохранности U-Pb изотопной системы циркона и такие оценки называются конкордантными. При построении диаграммы ²⁰⁶Pb/²³⁸U – ²⁰⁷Pb/²³⁵U конкордантные оценки в виде точек будут располагаться близко к линии, называемой конкордией. Чем больше различия в оценке возраста в случае несогласующихся оценок, тем дальше от линии конкордии располагаются точки. Мера различия оценок возраста циркона D (дискордантность) по отношениям ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U определяется формулой:

Лишь те оценки возраста циркона, дискордантность которых ограничена 10 %>D>–10 %, используются для дальнейшего статистического анализа. Если возраст циркона превышает 1 млрд лет, то возрастная оценка рассчитывается по отношению ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb, для возраста моложе 1 млрд лет – по отношению ²⁰⁶Pb/²³⁸U.

Для коррекции на обыкновенный свинец использована программа ComPbCorr [Andersen, 2008]. Теоретические основы коррекции и формулы, по которым проводится коррекция, приведены в работе [Andersen, 2002]. Нарушение изотопной U-Th-Pb системы зерна циркона оценивается, исходя из измеренных содержаний изотопов свинца ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb и ²⁰⁸Pb в цирконе и известных соотношений между изотопами свинца, которые в программе приняты как ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.7, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.628, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.63 [Elhlou et al., 2006; Horstwood et al., 2016; Jackson et al., 2004; Kirkland et al., 2015; Sláma et al., 2008; Wiedenbeck et al., 2004; Yuan et al., 2008].

Note. The measurement calibration involved zircon standard GJ-1 [Jackson et al., 2004; Elhlou et al., 2006]. The quality control of the analytical results was carried out via successive measurements of ten unknown grains with control standards for which zircons 91500 and Plešovice were used [Wiedenbeck et al., 2004; Yuan et al., 2008; Sláma et al., 2008]. As calibration and control standards, there were obtained weighted mean ages, Ma (±2σ): 600.40±1.4 (GJ-1, n=52, MSWD=0.054), 336.5±1.7 (Plešovice, n=12, MSWD=0.72) and 1067±10 (91500, n=12, MSWD=0.069). Within the margin of error, these ages correspond to the weighted mean ²⁰⁶Pb/²³⁸U ages, Ma (±2σ): 601.9±0.4 (GJ-1), 337.2±0.1 (Plešovice) and 1063.5±0.4 (91500), obtained by CA-ID-TIMS method [Horstwood et al., 2016]. The lines containing discordant results s are colored gray, the ages adopted as optimal are shown in bold, and the minimum and maximum ages in a set are underlined. Suffixes in the analysis number: c – core, r – envelope.

Calculations were made of the isotopic contents of lead (²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb,²⁰⁸Pb), uranium (²³⁵U и ²³⁸U), and thorium ²³²Th. The measured ²⁰⁶Pb/²³⁸U and ²⁰⁷Pb/²³⁵U ratios may yield two independent age estimates of zircon grains. If these two estimates do not diverge too much, then they testify to stability of the U-Pb isotope system of zircon and are called concordant. In ²⁰⁶Pb/²³⁸U vs ²⁰⁷Pb/²³⁵U plot, the concordant estimates in the form of dots will be placed near to the concordia line. The greater is the difference between the age estimates, the farther the dots are from the concordia line. The measure of the difference between the ²⁰⁶Pb/²³⁸U and ²⁰⁷Pb/²³⁵U zircon age estimates D (discordancy) is determined by the formula:

Only those zircon age estimates whose discordancy is 10 %>D>–10 % are used for further statistical analysis. If the zircon age is greater than 1 Ga, than the age estimate is calculated based on ²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb; for the ages younger than 1 Ga it is calculated based on ²⁰⁶Pb/²³⁸U.

Common lead correction involved ComPbCorr software program [Andersen, 2008]. The theoretical grounds of correction and the formulas on which it is performed are presented in [Andersen, 2002]. The disturbance of the U-Th-Pb isotope system in zircon grains is estimated from the measured isotopic contents of lead ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb and ²⁰⁸Pb in zircon and from the known ratios between lead isotopes, involved in the program as ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.7, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.628, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.63 [Elhlou et al., 2006; Horstwood et al., 2016; Jackson et al., 2004; Kirkland et al., 2015; Sláma et al., 2008; Wiedenbeck et al., 2004; Yuan et al., 2008].

Список литературы

1. Адамиа Ш.А., Гамкрелидзе И.П., Закариадзе Г.С., Лордкипанидзе М.Б. Аджаро-Триалетский прогиб и проблема образования глубоководной впадины Черного моря // Геотектоника. 1974. № 1. С. 78–94.

2. Афанасенков А.П., Никишин А.М., Обухов А.Н. Геологическое строение и углеводородный потенциал Восточно-Черноморского региона. М.: Научный мир, 2007. 172 с.

3. Andersen T., 2002. Correction of Common Lead in U-Pb Analyses That Do Not Report 204Pb. Chemical Geology 192 (1–2), 59–79. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(02)00195-X.

4. Andersen T., 2008. ComPbCorr – Software for Common Lead Correction of U-Th-Pb Analyses That Do Not Report 204Pb. In: P.J. Sylvester (Ed.), Laser Ablation ICP-MS in the Earth Sciences: Current Practices and Outstanding Issues. Mineralogical Association of Canada Short Course Series. Vol. 40. Vancouver, Canada, p. 312–314.

5. Буш В.А. Трансконтинентальные линеаменты и проблемы мобилизма // Геотектоника. 1983. № 4. С. 14–25.

6. Elhlou S., Belousova E., Griffin W.L., Pearson N.J., O’Reily S.Y., 2006. Trace Element and Isotopic Composition of GJ-Red Zircon Standard by Laser Ablation. Geochimica et Cosmochimica Acta 70 (18), A158. https://doi.org/10.1016/j.gca.2006.06.1383.

7. Ershov A.V., Brunet M.F., Korotaev M.V., Nikishin A.M., Bolotov S.N., 1999. Late Cenozoic Burial History and Dynamics of the Northern Caucasus Molasse Basin: Implications for Foreland Basin Modelling. Tectonophysics 313 (1–2), 219–241. https://doi.org/10.1016/S0040-1951(99)00197-3.

8. Гамкрелидзе И.П. Тектоническое развитие Анатолийско-Кавказско-Иранского сегмента Средиземноморского пояса // Геотектоника. 1977. № 3. С. 117–120.

9. Гамкрелидзе И.П. Тектоническое строение и альпийская геодинамика Кавказа // Тектоника и металлогения Кавказа. Тбилиси: Мецниереба, 1984. С. 105–184.

10. Гамкрелидзе И.П. Основные черты тектонического строения и развития Кавказа // Проблемы нефтегазоносности Кавказа. М.: Наука, 1988. С. 10–19.

11. Гамкрелидзе И.П., Дадаури О.З., Надареишвили Г.Ш., Схиртладзе Н.И., Тутберидзе Б.Д., Шенгелиа Д.М. Геодинамическая типизация докембрийско-фанерозойского магматизма Грузии // Труды ГИН АН Грузии. Новая серия. 2002. № 117. С. 105–126.

12. Gamkrelidze I.P., Shengelia D.M., 2001. Origin of the Igneous Rocks of the Dzirula Crystalline Massif (Caucasus) in Light of the Tectonic Layering of the Earth’s Crust. Geotectonics 35 (1), 51–61.

13. Gehrels G.E., 2000. Introduction to Detrital Zircon Studies of Paleozoic and Triassic Strata in Western Nevada and Northern California. In: M.J. Soreghan, G.E. Gehrels (Eds), Paleozoic and Triassic Paleogeography and Tectonics of Western Nevada and Northern California. GSA Special Paper 347, 1–17. https://doi.org/10.1130/0-8137-2347-7.1.

14. Griffin W.L., Powell W.J., Pearson N.J., O’Reilly S.Y., 2008. GLITTER: Data Reduction Software for Laser Ablation ICPMS. In: P.J. Sylvester (Ed.), Laser Ablation ICP-MS in the Earth Sciences: Current Practices and Outstanding Issues. Mineralogical Association of Canada Short Course Series. Vol. 40. Vancouver, Canada, p. 308–311.

15. Guynn J., Gehrels G.E., 2010. Comparison of Detrital Zircon Age Distributions in the K-S Test. University of Arizona, Arizona LaserChron Center, Tucson, 16 p.

16. Horstwood M.S.A., Košler J., Gehrels G., Jackson S.E., McLean N.M., Paton Ch., Pearson N.J., Sircombe K. et al., 2016. Community-Derived Standards for LA-ICP-MS U-(Th-)Pb Geochronology – Uncertainty Propagation, Age Interpretation and Data Reporting. Geostandards and Geoanalytical Research 40 (3), 311–332. https://doi.org/10.1111/j.1751-908X.2016.00379.x.

17. Hoskin P.W.O., Schaltegger U., 2003. The Composition of Zircon and Igneous and Metamorphic Petrogenesis. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53 (1), 27–62. https://doi.org/10.2113/0530027.

18. Ismail-Zadeh A., Adamia S., Chabukiani A., Chelidze T., Cloetingh S., Floyd M., Gorshkov A., Gvishiani A. et al., 2020. Geodynamics, Seismicity, and Seismic Hazards of the Caucasus. Earth-Science Reviews 207, 103222. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2020.103222.

19. Jackson S.E., Pearson N.J., Griffin W.L., Belousova E.A., 2004. The Application of Laser Ablation-Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry to In Situ U-Pb Zircon Geochronology. Chemical Geology 211 (1–2), 47–69. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2004.06.017.

20. Kaczmarek M.-A., Müntener O., Rubatto D., 2008. Trace Element Chemistry and U-Pb Dating of Zircons from Oceanic Gabbros and Their Relationship with Whole Rock Composition (Lanzo, Italian Alps). Contributions to Mineralogy and Petrology 155 (3), 295–312. https://doi.org/10.1007/s00410-007-0243-3.

21. Келлер Б.М., Меннер В.В. Палеогеновые отложения Сочинского района и связанные с ними подводные оползни // Бюллетень МОИП. Отдел геологический. 1945. Т. 20. № 1–2. С. 83–101.

22. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Поперечные конседиментационные разломы на границе Центрального и Западного Кавказа и распределение фаций мезозоя и кайнозоя // Известия АН СССР. 1961. № 3. С. 26–43.

23. Kirkland C.L., Smithies R.H., Taylor R.J.M., Evans N., McDonald B., 2015. Zircon Th/U Ratios in Magmatic Environs. Lithos 212–215, 397–414. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2014.11.021.

24. Kolodyazhny S.Yu., Kuznetsov N.B., Makhinya E.I., Chefranova A.V., Romanyuk T.V., Shalaeva E.A., Novikova A.S., Latysheva I.V. et al., 2025. U-Th-Pb Isotopic Dating of Detrital Zircons and Garnet and Tourmaline Indicators from Molassic Deposits of the Belorechenskaya Formation (Western Cis-Caucasia): Geological Implications. Lithology and Mineral Resources 60 (6), 704–724. https://doi.org/10.1134/S0024490225700270.

25. Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., 2021. Peri-Gondwanan Blocks in the Structure of the Southern and Southeastern Framing of the East European Platform. Geotectonics 55 (4), 439–472. https://doi.org/10.1134/S0016852121040105.

26. Кузнецов Н.Б., Романюк Т.В. О времени и механизме воздымания Большого Кавказа, генетическом типе и истории заполнения предкавказских прогибов – традиционные и современные представления // Геодинамика и тектонофизика. 2025. Т. 16. № 3. 0825. https://doi.org/10.5800/GT-2025-16-3-0825.

27. Kuznetsov N.B., Romanyuk T.V., Shatsillo A.V., Latysheva I.V., Fedyukin I.V., Strashko A.V., Novikova A.S., Shcherbinina E.A. et al., 2024. 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. Lithology and Mineral Resources 59 (1), 47–69. https://doi.org/10.1134/S0024490223700384.

28. Laliev A.G., 1964. Maikop Series of Georgia. Stratigraphy, Formation Conditions, Oil-and-Gas Potential. Nedra, Moscow, 309 p. (in Russian) [Лалиев А.Г. Майкопская серия Грузии: Стратиграфия, условия образования, нефтегазоносность. М.: Недра, 1964. 309 с.].

29. Linnemann U., Ouzegane K., Drareni A., Hofmann M., Becker S., Gärtner A., Sagawe A., 2011. Sands of West Gondwana: An Archive of Secular Magmatism and Plate Interactions – A Case Study from the Cambro-Ordovician Section of the Tassili Ouan Ahaggar (Algerian Sahara) Using U-Pb-LA-ICP-MS Detrital Zircon Ages. Lithos 123 (1–4), 188–203. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2011.01.010.

30. Ludwig K.R., 2001. User’s Manual for ISOPLOT/EX, Version 2.49. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication 1, 55 p.

31. Маринин А.В. Позднеальпийская структура Северо-Западного Кавказа и тектодинамические условия ее формирования: Дис. ... к.г.-м.н. М., 2003. 233 с.

32. Маринин А.В., Расцветаев Л.М. Структурные парагенезы Северо-Западного Кавказа // Проблемы тектонофизики: К сорокалетию создания М.В. Гзовским лаборатории тектонофизики в ИФЗ РАН. М.: ИФЗ РАН, 2008. С. 191–224.

33. Милановский Е.Е., Хаин В.Е. Очерки региональной геологии СССР. Геологическое строение Кавказа. М.: Изд-во МГУ, 1963. 378 с.

34. Mossar J., Mauvilly J., Koiava K., Gamkrelidze I., Enna N., Lavrishev V., Kalberguenova V., 2022. Tectonics in the Greater Caucasus (Georgia – Russia): From an Intracontinental Rifted Basin to a Doubly Verging Fold-and-Thrust Belt. Marine and Petroleum Geology 140, 105630. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2022.105630.

35. Mumladze T., Forte A.M., Cowgill E.S., Trexler C.C., Niemi N.A., Yıkılmaz M.B., Kellogg L.H., 2015. Subducted, Detached, and Torn Slabs Beneath the Greater Caucasus. GeoResJ 5, 36–46. https://doi.org/10.1016/j.grj.2014.09.004.

36. Несмеянов С.А., Измайлов Я.А., Воейкова О.А. Стратиграфия и тектонические деформации четвертичных морских террас Западного Кавказа и Тамани. М., 2021. 184 с.

37. Никишин А.М., Альмендингер О.А., Митюков А.В., Посаментиер Х.В., Рубцова Е.В. Глубоководные осадочные системы: объемные модели, основанные на 3D сейсморазведке и полевых наблюдениях. М.: МАКС Пресс, 2012. 109 с.

38. Nikishin A.M., Ershov A.V., Nikishin V.A., 2010. Geological History of Western Caucasus and Adjacent Foredeeps Based on Analysis of the Regional Balanced Section. Doklady Earth Sciences 430 (2), 155–157. https://doi.org/10.1134/S1028334X10020017.

39. Nikishin A.M., Romanyuk T.V., Moskovskii D.V., Kuznetsov N.B., Kolesnikova A.A., Dubenskii A.S., Sheshukov V.S., Lyapunov S.M., 2020. Upper Triassic Sequences of the Crimean Mountains: First Results of U-Pb Dating of Detrital Zircons. Moscow University Geology Bulletin 75 (3), 220–236. https://doi.org/10.3103/S0145875220030096.

40. Овсюченко А.Н. Сейсмотектоника и элементы современной геодинамики Северо-Западного Кавказа по данным палеосейсмогеологических исследований: Дис. ... к.г.-м.н. М., 2006. 170 с.

41. Ovsyuchenko A.N., Shvarev S.V., Marakhanov A.V., Rogozhin E.A., Novikov S.S., Lar’kov A.S., Khil’ko A.V., Kostenko K.A., 2013. Complex Geological-Geophysical Study of Active Faults in the Sochi-Krasnaya Polyana Region. Izvestiya, Physics of the Solid Earth 49 (6), 859–881. https://doi.org/10.1134/S1069351313060116.

42. Patina I.S., Leonov Yu.G., Volozh Yu.A., Kopp M.L., Antipov M.P., 2017. Crimea–Kopet Dagh Zone of Concentrated Orogenic Deformations as a Transregional Late Collisional Right-Lateral Strike-Slip Fault. Geotectonics 51 (4), 353–365. https://doi.org/10.1134/S0016852117040069.

43. Расцветаев Л.М., Маринин А.В. Позднеальпийская структура и геодинамика Северо-Западного Кавказа и смежных областей // Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы: Материалы XVI Международной конференции (20–24 сентября, 2010 г.). Воронеж: Научная книга, 2010. С. 160–164.

44. Расцветаев Л.М., Тверетинова Т.Ю. Вращение Земли и планетарные зоны скалывания, сжатия и растяжения // Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле: Материалы Четвертой тектонофизической конференции в ИФЗ РАН (3–8 октября, 2016 г.). М.: ИФЗ РАН, 2016. Т. 2. С. 545–552.

45. Романюк Т.В., Кузнецов Н.Б., Рудько С.В., Колесникова А.A., Московский Д.В., Дубенский А.С., Шешуков В.С., Ляпунов С.М. Этапы каменноугольно-триасового магматизма в Причерноморье по результатам изотопно-геохронологического изучения зерен детритового циркона из юрских грубообломочных толщ Горного Крыма // Геодинамика и тектонофизика. 2020. Т. 11. № 3. С. 453–473. https://doi.org/10.5800/GT-2020-11-3-0486.

46. Rubatto D., 2017. Zircon: The Metamorphic Mineral. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 83 (1), 261–295. https://doi.org/10.2138/rmg.2017.83.9.

47. Schaltegger U., Pettke T., Audétat A., Reusser E., Heinrich C.A., 2005. Magmatic-to-Hydrothermal Crystallization in the W-Sn Mineralized Mole Granite (NSW, Australia): Part I: Crystallization of Zircon and REE-Phosphates over Three Million Years – A Geochemical and U-Pb Geochronological Study. Chemical Geology 220 (3–4), 215–235. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2005.02.018.

48. Sláma J., Košler J., Condon D.J., Crowley J.L., Gerdes A., Hanchar J.M., Horstwood M.S.A., Morris G.A. et al., 2008. Plešovice Zircon – A New Natural Reference Material for U-Pb and Hf Isotopic Microanalysis. Chemical Geology 249 (1–2), 1–35. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.11.005.

49. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Кавказская серия. Масштаб 1:200000. К-37-IV (Сочи): Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2000. 98 с.].

50. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Кавказская серия. Масштаб 1:200000. Лист К-37-V (Розахутор): Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2002. 213 с.

51. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Серия Кавказская. Масштаб 1:200000. Лист L-37-ХХХIV (Туапсе): Объяснительная записка. СПб: ВСЕГЕИ, 2002. 151 с.

52. Государственная геологическая карта СССР. Кавказская серия. Масштаб 1:200000. Лист К-37-IV (Сочи). Л.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1961.

53. Государственная геологическая карта СССР. Кавказская серия. Масштаб 1:200000. Лист К-37-IV (Розахутор). Л.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1967.

54. Teipel U., Eichhorn R., Loth G., Rohrmuller J., Höll R., Kennedy A., 2004. U-Pb SHRIMP and Nd Isotopic Data from the Western Bohemian Massif (Bayerischer Wald, Germany): Implications for Upper Vendian and Lower Ordovician Magmatism. International Journal of Earth Sciences 93 (5), 782–801. https://doi.org/10.1007/s00531-004-0419-2.

55. Timoshkina E.P., Leonov Yu.G., Mikhailov V.O., 2010. Formation of the Orogen-Foredeep System: A Geodynamic Model and Comparison with the Data of the Northern Forecaucasus. Geotectonics 44, 371–387. https://doi.org/10.1134/S0016852110050018.

56. Vasey D.A., Cowgill E., Roeske S.M., Niemi N.A., Godoladze T., Skhirtladze I., Godoladze S., 2020. Evolution of the Greater Caucasus Basement and Formation of the Main Caucasus Thrust, Georgia. Tectonics 39 (3), e2019TC005828. https://doi.org/10.1029/2019TC005828.

57. Vasey D.A., Garcia L., Cowgill E., Trexler C.C., Godoladze T., 2023. Episodic Evolution of a Protracted Convergent Margin Revealed by Detrital Zircon Geochronology in the Greater Caucasus. Basin Research 3 (1), e12825. https://doi.org/10.1111/bre.12825.

58. Vermeesch P., 2012. On the Visualization of Detrital Age Distribution. Chemical Geology 312–313, 190–194. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2012.04.021.

59. Vincent S.J., Morton A.C., Carter A., Gibbs S., Barabadze T.G., 2007. Oligocene Uplift of the Western Greater Caucasus: An Effect of Initial Arabiae–Eurasia Collision. Terra Nova 19 (2), 160–166. https://doi.org/10.1111/j.1365-3121.2007.00731.x.

60. Wiedenbeck M., Hanchar J.M., Peck W.H., Sylvester P., Valley J., Whitehouse M., Kronz A., Morishita Y. et al., 2004. Further Characterisation of the 91500 Zircon Crystal. Geostandards and Geoanalytical Research 28 (1), 9–39. https://doi.org/10.1111/j.1751-908X.2004.tb01041.x.

61. Yuan H.-L., Gao S., Dai M.-N., Zong C.-L., Gunther D., Fontaine G.H., Liu X.-M., Diwu C.-R., 2008. Simultaneous Determinations of U-Pb Age, Hf Isotopes and Trace Element Compositions of Zircon by Excimer Laser-Ablation Quadrupole and Multiple-Collector ICP-MS. Chemical Geology 247 (1–2), 100–118. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.10.003.

Об авторах

Е. И. Махиня

Геологический институт РАН
Россия

119017, Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1

Конфликт интересов: