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.

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.

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].

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 Sk=0.24). Обломки сцементированы (50 %) тонкокристаллическим карбонатным веществом (рис. 4).

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.

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).

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).

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).

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.

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.

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.

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.

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).

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.

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.

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.

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.

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%.

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.