CC BY
29
УДК 551.76+552.14(477.75)
А.Н. Стафеев1, Т.В. Суханова2, И.В. Латышева3, В.Л. Косоруков4, П.Ю. Плечов5, Ю.И. Ростовцева6, С.Б. Смирнова7, А.А. Мороко8
ЧЕНКСКАЯ ТОЛЩА ПЕСЧАНИКОВ (НИЖНЯЯ ЮРА) ГОРНОГО КРЫМА: СТРАТИГРАФИЯ И УСЛОВИЯ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
По положению в разрезе и на основе данных о минералогии глин, фациального и структурного парагенетического анализов, с учетом вулканического и климатического событий, опубликованных материалов обоснован плинсбахско-тоарский возраст ченкской толщи. Показано, что ченкские песчаники являются фацией или группой фаций дельтовой равнины и фронта дельты, их нельзя рассматривать в качестве свиты или иного стратиграфического подразделения.
Ключевые слова: Горный Крым, нижняя юра, речная дельта, ченкская толща, фация, минералогия глин, вулканизм, климат, плинсбах, тоар.
According to the cross-section and on the basis of clay mineralogy data, facies and structural para-genetic analyzes, taking into account the climate and volcanic events and regarding all the published material the pliensbachian-toarcian age of the Chenkskaya series is proved. It is pointed out that the sandstones of Chenkskaya series are the facies or the group of facies of the delta plain and delta front, and they can not be considered as a formation or any other stratigraphic unit.
Key words: Crimean Mountains, Lower Jurassic, delta, Chenkskaya series, facies, clay mineralogy, volcanism, climate, Pliensbachian, Toarcian.
Введение. Южные склоны плато Обсерватория, расположенного на водоразделе рек Бодрак и Марта в Горном Крыму, в верхней части сложены зеленовато-и буровато-серыми полимиктовыми песчаниками ченкской толщи (рис. 1). На северо-востоке ченкские песчаники согласно перекрываются глинистыми тур-бидитами, а на северо-западе срезаются залегающими моноклинально нижнемеловыми отложениями. Фа-циальные переходы толщи ченкских песчаников не установлены. Структуру, возраст и происхождение толщи (иногда ее выделяют в качестве свиты [Панов и др., 1978]) оценивают по-разному. По мнению Д.И. Панова с соавторами [2004], ченкская свита сложена песчаным проксимальным флишем, имеет синемюрско-раннеплинсбахский возраст и согласно подстилает турбидиты верхнетаврической свиты. Арк.В. Тевелев с соавторами [2012] предполагают батско-келловей-ский возраст ченкской свиты, помещают ее в разрезе
выше верхнетаврической свиты и считают, что она формировалась в обстановке дистальной части эстуария. В.С. Милеев с соавторами полагают, что ченкские песчаники на подстилающих глинистых турбидитах залегают в виде тектонического покрова [Геологическое строение..., 1989]. По трековым датировкам цирконов [Соловьев, Рогов, 2010] возраст ченкских песчаников оценивается как тоарский с разбросом данных от позднего плинсбаха до раннего байоса.
Наши исследования были направлены на изучение разрезов ченкской толщи, ее фациальной структуры, возраста пород и происхождения осадочного материала.
Геологическая обстановка. Ченкская толща развита в северной бортовой зоне Южно-Крымского бассейна, выполненного верхнетриасовыми и нижнеюрскими турбидитами. В пределах северного борта бассейна выделяется мелководная Лозовская структурно-фа-циальная зона, отделенная от более южной относи-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, доцент; e-mail: anstafeev@rambler.ru
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, доцент; e-mail: tanikamgu@mail.ru
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, инженер; e-mail: irkalatysheva@gmail.com
4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра литологии и морской геологии, ст. преподаватель; e-mail: kosorukov-vladimir@rambler.ru
5 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, профессор; e-mail: pplechov@gmail.com
6 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра палеонтологии, инженер; e-mail: paleopen@mail.ru
7 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра палеонтологии, науч. с.; e-mail: paleopen@mail.ru
8 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, студентка; e-mail: alekseno4ek@rambler.ru
тельно глубоководной Горно-Крымской зоны Лозовским (Бодракским) разломом [Славин, 1982]. Песчаники ченкской толщи обнажаются в северной части ГорноКрымской зоны.
Положение ченкской толщи в меридиональном разрезе через г. Ченка. На правом берегу и в русле р. Марта в точках 37.1 и 37.2 (здесь и далее номера образцов и точек наблюдения см. на рис. 1), а также на склонах Кертмельского и Глыбового оврагов (точки 28.1, 26.2) обнажаются линзы светло-серых разнозернистых кварцевых песчаников толщиной от 2 до 7 м.
Над линзами песчаников в пачке темно-серых аргиллитов (глинистых турбидитов) толщиной 200—220 м были найдены остатки позднеплинсбахских Seirocri-nus laevisutus Pomp. [Кликушин, 1988] (рис. 2).
В вышележащей глинистой пачке толщиной около 40 м появляются прослои песчаников с косой слоистостью, которые приобретают типичный для ченкской толщи зеленоватый оттенок. В следующей пачке толщиной ~50 м среди аргиллитов залегают линзовид-ные слои зеленовато-серых ченкских песчаников, образующих в тальвегах оврагов ступени высотой от 1 до 5 м. Слои падают на северо-восток под углом 20—40°. Выше залегает глинистая пачка толщиной ~50 м. Контакты пачки с ниже- и вышележащими отложениями не обнажены. На крутом южном склоне г. Ченка на поверхность выходит следующая пачка, сложенная зеленовато-серыми ченкскими песчаниками. Она имеет толщину 170—200 м и от самой верхней пачки песчаников (толщиной ~150 м) отделена прослоем глин мощностью несколько метров.
В верховьях Леснического и Обсерваторского оврагов наблюдается постепенный переход ченкских песчаников в вышележащую тонкоритмичную фли-шоидную толщу. В зоне перехода (мощность 50—70 м) ченкские песчаники приобретают линзовидный характер (точки 21.3, 22.2), толщина линз вверх по разрезу уменьшается с 3—5 до 1 м, цвет песчаников меняется с зеленоватого на серый. Общая мощность толщи ченкских песчаников в изученном разрезе, вероятно, не превышает 250—350 м. С ниже- и вышележащими преимущественно глинистыми толщами ченкские песчаники связаны постепенными переходами.
Kl 1 2 Q36.2 3 _^
Рис. 1. Выходы пород ченкской толщи на правобережье р. Марта: 1 — меловые отложения, 2 — выходы ченкских песчаников, 3 — точки наблюдения и их номера, 4 — линия разреза
Минеральный состав песчаников. Светло-серые песчаники из отложений, подстилающих ченкскую толщу, по структуре разнозернистые, мелко- и среднезерни-стые, с мелким растительным детритом и плохоока-танными обломками аргиллитов (до 1 см). В составе песчаников преобладают обломки кварца (60—80%), полевых шпатов содержится 5—15%, присутствуют обломки кварцитов (до 10%), песчаников и алевролитов (до 5%), вулканитов (до 15%), кремнистых пород (до 3%). Зерна кварца неокатанные (преобладают) и плохоокатанные. Цемент регенерационный и частично пленочный (до 5%). По трещинам и порам песчаников развита вторичная карбонатизация (до 5%).
Кварцевые песчаники широко известны среди отложений северного борта Южно-Крымского нижнеюрского бассейна. Они представляют собой важный маркер нижней части саблынской свиты плинсбахско-тоарского возраста [Славин, 1982] и иллюстрируют
Рис. 2. Разрез южного склона г. Ченка: 1 — песчаники, 2 — глины, 3 — глинистые турбидиты, 4 — олистостромы
Рис. 3. Палеогеографическая схема Крыма и Западного Кавказа (плинсбах): 1 — области отсутствия отложений; 2—5 — фации: 2 — дельтовые, 3 — аллювиально-озерные, 4 — мелководно-морские, 5 — морские, относительно глубоководные; 6 — границы фаций; 7 — сбросы на бортах рифтогенного бассейна; 8 — разрезы обнажений и скважин, мощность
проникновение в Южно-Крымский бассейн в начале плинсбаха крупной речной системы Палеодона [Ста-феев и др., 2013б] (рис. 3). Мощные тела этих песчаников, принадлежащие выносам рек [Фролов, 1998], обнажаются на правобережье р. Альма (до 200 м) и на Малом Салгире у с. Строгановка (до 100 м). В.С. Ми-леев относит кварцевые песчаники к сараманской толще [Геологическое строение., 1989]. Вслед за В.И. Славиным [1982] и с учетом новых спорово-пыльцевых данных [Стафеев и др., 2013а] мы относим сараманские песчаники к низам плинсбаха.
Песчаники ченкской толщи зеленовато-серые, мелкозернистые, алевритистые, с редкими зернами крупного песка и мелкого гравия, неслоистые, иногда косослоистые, полимиктовые, слюдистые. Среди обломков содержится 40—60% кварца, 5—10% полевых шпатов, до 30% вулканитов, до 10% слюды, 1—3% обломков сланцев и до 5% мелких фрагментов растительного детрита. Зерна обычно неокатанные, реже плохоокатанные, среди неокатанных зерен преобладают мелкие обломки. Цемент глинистый полиминеральный (10—15%). Ченкские песчаники формировались в условиях вялой гидродинамики и обильного поступления свежей вулканокластики.
Минеральный состав глин. По этому показателю ченкская толща делится на две части (табл. 1). В нижней части разреза (образцы 27.1, 23.1, С-20) установлена вермикулит-смешанослойно-гидрослюдистая ассоциация глинистых минералов с примесью смек-тита (до 4%) и каолинита (до 7%). В верхней части разреза глины имеют хлорит-смешанослойно-гидро-слюдистый состав с примесью смектита (до 5%) и гейландита, вермикулит отсутствует, появляется магне-
зиальный хлорит. При переходе к глинистым пачкам, подстилающим и перекрывающим ченкскую толщу, состав глин не меняется (табл. 1). По минеральному составу глин граница проходит внутри ченкской толщи.
По качественному и количественному составу глинистых минералов, наличию вермикулита и смек-тита ченкская толща в Горно-Крымской зоне похожа лишь на плинсбахско-тоарские турбидиты 4-й пачки верхнетаврической свиты [Панов и др., 1978]. В Лозовской зоне единственный аналог ченкской толщи по минеральному составу глин (табл. 2) — верхняя часть саблынской свиты (рис. 4), содержащая плинс-бахский и тоарский палинокомплексы.
В нижнетоарских глинах Крыма исчезает каолинит, появляются апопепловый смектит, хлорит-смектит (редко гейландит), что свидетельствует о синхронной вулканической деятельности. Иными словами, минеральный состав глин хорошо согласуется с плинсбах-ско-тоарским вулканизмом среднего—кислого состава в Крыму [Лебединский, Шалимов, 1961] и с эпизодом аридизации климата, который, вероятно, был связан с глобальным тоарским климатическим оптимумом [Захаров и др., 2006].
Состав палиноморф. В органическом материале из 7 образцов ченкских глинистых алевролитов преобладают витринизированные и фюзенизированные растительные частицы, палиноморфы хорошей сохранности практически отсутствуют. Наличие окатанных фюзенизированных частиц свидетельствует о сильных окислительных процессах и активной гидродинамике. Витринизированные растительные частицы указывают на застойные условия их преобразования. Такое сочетание противоречивых условий может возникать в речной долине со старичными озерами или брошенными руслами.
Спорово-пыльцевой спектр из ченкской толщи [Тевелев и др., 2012] хорошо сопоставляется с тоарским палинокомплексом из пород Лозовской зоны в долине Бодрака [Стафеев и др., 2013а] и, вероятно, также имеет тоарский возраст.
Спектр из ченкской толщи похож и на тоарский палинокомплекс, выделенный из верхней части саблынской свиты на правом берегу Альмы. В последнем споры составляют 45—56%, количество диптериевых — 12—21%. Среди диптериевых отмечены Dictyophyllidites spinescens Sem. (0—0,5%), D. mortonii (de Jersey) Play. et Dett. (0-11%), D. sp. (1-5,5%), Toroisporis sp. (4-11%). Количество Cyathidites minor Coup. и C. australis Coup. составляет 12-12,5%, Marattisporites scabratus Coup. — 0-3%. Осмундовые папоротники представлены Osmun-dacidites speciosus (Verb.) Sem. (0-0,5%), O. sp. (0-7%). Единичны ужовниковые Foveosporites sp. (0-1%). Редко встречаются споры глейхениевых Gleicheniidites sp. (0-1%). Среди спор неопределенной систематической принадлежности установлены (%) Leiotriletes sp. (7-8), Trachysporis sp. (0-6), Deltoidospora juncta (K.-M.) Singh (0-2), Stereisporites perforatus Leschik (0-1), Cyclo-granisporites obscurus (Boich.) Mal. (0-0,5), Neoraistrickia sp. (0,5-1).
Таблица 1
Минеральный состав глин ченкской толщи, подстилающих и перекрывающих ее отложений, %
Номер образца Литологический состав, палеонтологические остатки Каолинит Гидрослюда Гидрослюда-смектит Хлорит Вермикулит Смектит Хлорит-смектит Вермикулит-хлорит 39А-минерал
24.1 Тонкоритмичные турбидиты - 75 17 8 - - - - -
22.2 Глинистые турбидиты - 77 6 17 - - - - -
21.3 То же - 65 4 20 - 2 9 - -
26.2 Тонкоритмичные турбидиты 10 44 14 9 - 2 12 - 9
30.4 Толща ченкских песчаников песчаники с прослоями алевролитов и аргиллитов - 31 18 23 - 5 23 - -
30.3 - 26 23 20 - - 20 - 11
30.2 - 59 11 13 - 3 14 - -
30.1 - 52 19 13 - - 16 - -
36.2 песчаники, алевролиты - 41 22 15 - 2 7 13 -
27.1 песчаники с прослоями аргиллитов - 60 28 - 8 4 - - -
23.1 - 60 13 - 24 3 - - -
с-20 7 50 13 - 15 - 15 - -
27.2 Глины под ченкской толщей - 55 15 - 23 7 - - -
с-9 Глинистые турбидиты с Seirokrinus laevisutus Pomp. - 62 7 - 18 - 13 - -
с-10 - 46 16 - 20 - 18 - -
Таблица 2
Минеральный состав глин триасовых и юрских отложений Горного Крыма (бассейн р. Бодрак), %
Свита Подсвита Возраст Каолинит Гидрослюда Слюда-смектит Хлорит Вермикулит Смектит Хлорит-смектит
Лозовская верхняя Jja-bj 5-20 30-60 20-30 5-30 - - 0-10
нижняя J1t2 15-45 45-65 10-25 - - - -
Саблынская верхняя J1p2-t1 0-30 30-70 5-30 0-20 0-30 0-10 0-20
нижняя J1P1 15-45 30-65 10-35 - - - -
Салгирская верхняя J1S2 0-10 45-70 5-30 10-20 - - 5-10
нижняя T3r-J1s1 5-40 25-70 5-30 0-20 - - 0-20
Курцовская T3k-n - 45-75 10-25 10-40 - - -
Рис. 4. Сопоставление разрезов плинсбаха и тоара в бассейнах рек Бодрак и Марта: 1 — песчаники; 2 — линзы песчаников и гравелитов; 3 — глины; 4—5 — песчано-глинистые турбидиты: 4 — разноритмичные, 5 — тонкоритмичные; 6 — глинистые турбидиты; 7 — палеозойские глыбы; 8 — олистостромы; 9 — спорово-пыльцевые спектры
Среди пыльцы доминируют Ginkgocycadophytus (22—29%). На втором месте находятся Classopollis sp. (4—10%). Двухмешковые хвойные (8—15%) представлены (%) Alisporites sp. (0—1,5), Pinuspollenites sp. (1—1,5), Piceapollenites sp. (2,5—3), Podocarpidites sp. (4—8), Ced-ripites sp. (0—0,5). Пыльцы японской зонтичной пихты Sciadopityspollenites sp. содержится до 1,5%. Из кей-тониевых установлены Caytonipollenites pallidus (Reis.) Coup. (0—2%) и C. sp. (1,5—5%). Присутствуют Inaper-turopollenites magnus (Pot.) Thom. et Pfl. (0—0,5%).
По мнению С.Б. Смирновой, палинокомплекс саблынской свиты происходит из низов тоара. Такие формы, как Cyclogranisporites obscurus (Boich.) Mal.,
Dictyophyllidites spinescens Sem., Osmundacidites speciosus (Verb.) Sem. обнаружены в тоарских отложениях Донбасса, датированных по аммонитам [Семенова, 1970].
В тоарских спектрах из долины Бодрака, как и в спектре из ченкской толщи [Тевелев и др., 2012], количество Classopollis достигает 30%. Отметим, что на Северном Кавказе в раннетоарских спектрах содержится до 60% Classopollis, что наряду с одновременным исчезновением каолинита в глинах свидетельствует об аридизации климата.
Фации и палеогеографические обстановки. Фации ченкской толщи не так однообразны, как представляется. Обычно отмечается ритмичность с толщиной
ритмов от нескольких метров до 10—15 м [Панов и др., 1978], в которых средне-мелкозернистые неслоистые песчаники сменяются вверх по разрезу ритмов мелкозернистыми плитчатыми разностями с маломощными глинистыми алевролитами в кровле.
Такая картина наблюдается не повсеместно. На правом склоне Обсерваторского оврага (точка 30.4) обнажены непротяженные выходы песчаников толщиной до 1 м, для которых характерно уменьшение размера зерен вверх по разрезу. В кровле пластов (5—7 см) залегает желтовато-бурая песчано-глинистая порода с линзовидной, волнистой и косой слоистостью, с обильным растительным детритом и большим количеством слюды. По всем признакам такие пласты песчаников похожи на фацию врезов, выполняемых осадками ослабевающих течений в вершинных частях конусов выноса промоин берегов (намывных валов). Из-за уменьшения размера зерен снизу вверх по разрезу такие отложения легко спутать с турбидитами [Эллиотт, 1990].
На южном крутом склоне г. Ченка (точка 36.2) обнажено несколько ритмов толщиной до 1 м с увеличивающимся размером зерен к верхам ритмов. В основании ритмов (7—10 см) залегает зеленоватый, буровато-серый хорошо сортированный алевролит с ясной слоистостью (практически все удлиненные зерна ориентированы). В алевролите в серии параллельных пакетов толщиной 4—6 мм каждый наблюдается очень тонкая диагональная однонаправленная косая слоистость под углом 20—30°. Выше залегают мелкозернистые тонкоплитчатые песчаники (30—40 см), а на них — среднезернистые массивные (до 60 см). Эта фация, вероятно, формировалась в обстановке приустьевого бара, по мере продвижения которого в приемный бассейн тонкие алевритовые осадки сменялись песчаными отложениями с увеличивающимся вверх по разрезу размером зерен. Именно для этих фронтальных участков дельтовых рукавов характерна в ченкских песчаниках обращенная градационная слоистость, которая послужила доказательством «опрокинутого» залегания, что позволило (ошибочно) выделить на правобережье Марты крупную опрокинутую антиклинальную складку [Панов и др., 1978].
В целом отложения в осевых частях водоразделов с характерной крупной ритмичностью (до 10—15 м) сложены русловыми фациями дельтовых рукавов, которые по краям обрамляются более тонкими фациями намывных (береговых) валов. В дистальных частях водоразделов (рукавов) наблюдаются расширения (и возвышения) — узлы разветвления дельтовых рукавов, возникающие на устьевых барах или при прорыве речных вод через прирусловые валы [Чистяков, 1980].
Алевритово-глинистые тонкослоистые фации внутридельтовых заливов и озер выходят на поверхность лишь в маломощных (до 0,2 м) прослоях (точка 30.1) на боковых склонах водоразделов. Такие преимущественно глинистые слабоуплотненные отложения слагали пространство между песчаными фациями дельтовых рукавов. Современная эрозия в пределах
распространения этих фаций привела к развитию глубоких оврагов, склоны которых представляют собой, по существу, откопанные границы фаций.
С учетом особенностей фаций и их переходов предлагаем отнести песчаники ченкской толщи к группе песчаных фаций флювиальной лопастной дельты, которые в относительно глубоководных условиях замещаются на глинистые фации склона дельты: в приустьевой зоне господствовали взвешивающие процессы, а приемный бассейн характеризовался застойностью придонных вод вследствие слабой роли приливов и отливов. Тонкий материал твердого стока и низкая гидродинамическая активность речного потока хорошо согласуются с аридизацией климата.
Структурные парагенезы. Деформационные текстуры в ченкской толще проявлены слабо. Межзерновой кливаж развит локально и, возможно, связан с зонами малоамплитудных взбросов с северо-восточным падением сместителей. В песчаниках часто наблюдаются субвертикальные волокнистые кварцевые жилы (рис. 5, а, в) толщиной до 3 мм. Не менее 50% минеральных жил имеет северо-восточное простирание (60—90°). Кристаллы внутри кварцевых жил вытянуты в том же направлении, что и кливажные зоны (рис. 5, а, б). Внутри удлиненных кварцевых кристаллов наблюдаются трещины отрыва, ориентированные вдоль кристаллов и параллельно кливажным зонам (рис. 5, г, д). Эти более молодые микротекстуры образовались в условиях северо-западного—юго-восточного сжатия, вероятно, в байосе уже после минеральных жил и свидетельствуют о смене знака поля напряжений. Волокнистые жилы ориентированы субнормально к северо-западному простиранию осей мелких пологих складок в песчаниках, а также к простиранию осей крупных складчатых структур, которые прослеживаются в северо-западном направлении почти параллельно долине р. Бодрак.
Структурный парагенез, свидетельствующий о юго-западном—северо-восточном направлении сжатия, вероятно, связан с донецкой фазой складчатости, произошедшей на рубеже раннего и позднего тоара [Моисеев, 1937], в таком случае ченкская толща по структурным признакам не может быть моложе раннего тоара.
Магматизм. Вулканические и субвулканические образования, синхронные ченкской толще, изучены в Кертмельском овраге и на левом склоне долины р. Альма. В бассейне Альмы, на левом склоне оврага Чельгине-Ольген над глинистой толщей с линзами кварцевых сараманских песчаников залегает вулкано-генно-осадочная толща, сложенная туфами, туфопес-чаниками и окремнелыми туффитами. Туфы серые и коричневато-серые пепловые, мелкозернистые, иногда с градационной сортировкой материала, кристалло-витрокластические с зернами кварца (преобладает), плагиоклазов и биотита, иногда с обломками аргиллитов. Туфы образуют прослои толщиной до 0,6 м. Выше по склону количество вулканогенного материа-
Рис. 5. Деформационные микротекстуры в породах ченкской толщи: а — волокнистая жила, прямоугольник показывает положение фото 5б; б — кливажные зоны на границе минеральной жилы; в, г — дорожки включений в удлиненных кристаллах кварца; д — трещины отрыва вдоль удлиненных кристаллов кварца; е — вторичные кварцево-карбонатные прожилки в кварцевых монцонитах
ла уменьшается. Неполная мощность вулканогенно-осадочной толщи ~40 м. В.С. Милеев относит ее к вулканогенно-терригенной фации кичикской толщи [Геологическое строение..., 1989]. На 1,5 км севернее описанного разреза расположен еще один выход вулканитов кислого—среднего состава. Вероятно, именно вулканические центры Бодракско-Альминского водораздела, действовавшие в плинсбахе—тоаре [Лебединский, Шалимов, 1961], служили источником свежего пирокластического материала при накоплении ченкских песчаников.
На левом склоне Кертмельского оврага (точка 28.2) обнажается дайкоподобное субвулканическое тело. Его фрагментарные выходы сложены зеленовато-серыми субвулканическими породами и гидротермально переработанной вулканической брекчией, которая содержит фрагменты, похожие на гиалокластиты. Такая брекчированная морфология субвулканических тел с перемешиванием обломков разной степени закалки характерна для даек, внедрявшихся в нелити-
фицированные влажные осадки. Микроскопическое изучение наименее измененных образцов вулканической породы показало, что порода полнокристаллическая, среднезернистая, структура монцонитовая, с фрагментами сноповидной, аксиолитовой и метельчатой структур. Ярко выражен идиоморфизм плагиоклаза. Плагиоклаз часто образует расщепленные кристаллы и сноповидные сростки, что характерно для быстро остывавших субвулканических тел. Хорошо выраженная неоднородность зернистости (1—2 см) подтверждает возможное взаимодействие с вмещающими породами, богатыми водой (нелитифицирован-ными осадками). Кроме плагиоклаза в породе наблюдаются в подчиненном количестве калиевый полевой шпат и кварц. Цветные минералы в породе полностью изменены. Исходная порода относилась к средним или кислым разностям с повышенной щелочностью, количество первичных цветных минералов не превышало 10%. Эту породу можно отнести к кварцевым монцонитам или палеотрахидацитам.
Западные границы ченкской толщи совпадают с восточным склоном плинсбахско-тоарского малого сдвигового Кертмельского бассейна, в котором и произошло внедрение субвулканического тела. Раскрытие бассейна, учитывая наличие в нем линз сара-манских песчаников, произошло не позднее конца раннего плинсбаха, а внедрение субвулканического тела — на рубеже плинсбаха и тоара, когда осадки были еще не литифицированы. Если инициация вулканизма связана с декомпрессией в зоне сдвига, то время с момента заложения сдвигового бассейна до внедрения субвулканического тела отвечает позднему плинсбаху и составляет около 4 млн лет, учитывая длительность всего плинсбаха, это время не может превышать 7 млн лет.
Корреляция геологических событий. Ченкская толща песчаников несет следы разнообразных геологических процессов и событий, анализ которых позволяет реконструировать хроноструктуру раннеюрского этапа развития территории и определить место ченк-ской толщи в юрском разрезе Горного Крыма.
Начало этапа было связано с рифтогенезом Евра-зиатской пассивной окраины мезозойского океана Тетис в условиях глобального субмеридионального растяжения [Ломизе, Панов, 2001]. В плинсбахе в пределах Крымско-Кавказского сегмента широтной пассивной окраины в условиях региональных левосдви-говых движений сформировалась последняя крупная и самая западная из речных систем, питавших ранне-юрские бассейны Кавказа и Крыма, — Палеодон. Река транспортировала осадочный материал через проточный Ейский озерный бассейн и в раннем плинсбахе формировала Сараманскую дельту. В Южно-Крымском бассейне в связи с его углублением и резким увеличением твердого стока в раннем плинсбахе возобновилось накопление флиша. В начале позднего плинсбаха Западное Предкавказье испытало поднятие [Панов и др., 1996], речной сток в его шельфовые бассейны прекратился, весь несомый рекой материал начал разгружаться в Южно-Крымский бассейн. Именно в это время начала формироваться Ченкская дельта.
К концу плинсбаха Ченкская дельта, находившаяся ранее в междуречье Альмы и Бодрака, выдвинулась в район правобережья Марты. Одновременно начались извержения из местных локальных вулканических центров, связанных со сдвигами и малыми сдвиговыми бассейнами. Начало извержений в непосредственной близости привело к появлению в песчаниках и глинах ченкской толщи большого количества мелких обломков плохоокатанной и неокатанной вулканокластики — кварца, полевых шпатов, биотита, вулканического стекла и др., особенно в верхней части разреза ченкской толщи (до 30%).
В начале раннего тоара в глинистых породах резко изменился состав глинистых минералов. Смешано-слойно-гидрослюдистая с высоким содержанием каолинита и вермикулита ассоциация, характерная для верхнего плинсбаха, сменяется на хлорит-гидрослю-
дистую с разнообразными смешанослойными минералами и смектитом при отсутствии каолинита и вермикулита. В Крыму и на Кавказе в палиноспектрах резко возросло (до 30—60%) содержание ксероморф-ных хейролепидиевых (Classopollis и Corollina). Эти факты свидетельствуют об аридизации климата в регионе во время глобального раннетоарского климатического оптимума. На суше замедлилась эрозия, материал твердого стока рек стал более тонким, скорость седиментации в бассейнах снизалась, завершился саблынский этап осадконакопления.
Следующий — лозовской — этап начался в позднем тоаре в условиях переменно-влажного, а позднее влажного климата. За счет размыва латеритных и као-линитовых кор выветривания в бассейн поступало много железа (шоколадные глины) и каолинита. Севернее Лозовской зоны закладывался грабенообраз-ный Битакский проточный прогиб, который перехватывал речной сток. Саблынская речная дельтовая система вырождалась и уступала место конусу выноса межбассейновых стоковых течений.
Выводы. 1. Толща ченкских песчаников, в которой до сих пор не обнаружены стратиграфически значимые палеонтологические остатки, характеризуется важными признаками, позволяющими относить ее к верхам плинсбаха—низам тоара: а) по минеральному составу глин ченкская толща сопоставляется с турби-дитами пограничных слоев плинсбаха и тоара в Горно-Крымской зоне, а также с глинистыми отложениями верхней части саблынской свиты Лозовской зоны, содержащими плинсбахский и тоарский спо-рово-пыльцевые комплексы; б) резкое уменьшение содержания каолинита в верхней части плинсбахских и практически полное исчезновение его в нижнето-арских отложениях, как это произошло и в ченкской толще, связано с кратковременной аридизацией климата, которая проявилась в ходе развития глобального тоарского климатического оптимума; в) в песчаных и глинистых породах ченкской толщи содержатся нео-катанные обломки тефры, представленные девитрифи-цированным стеклом, кварцем, полевыми шпатами, биотитом. Их поступление в бассейн седиментации связано с синхронным средним—кислым плинсбах-ско-тоарским вулканизмом, проявления которого установлены на водоразделе Альмы и Бодрака, а также в бассейне Салгира [Лебединский, Шалимов, 1961]; г) расшифровка фациальной структуры и текстурный анализ показывают нормальное (неопрокинутое) залегание ченкской толщи на темно-серых аргиллитах, содержащих позднеплинсбахские Seirocrinus laevisutus Pomp. [Кликушин, 1988], наличие которых ограничивает нижний предел возраста ченкской толщи; д) результаты структурного парагенетического анализа ограничивают верхний предел возраста ченкских песчаников временем донецкой фазы складчатости, которая произошла в Крыму на рубеже раннего и позднего тоара [Моисеев, 1937]; е) спорово-пыльцевой спектр из ченкской толщи [Тевелев, и др., 2012] хоро-
шо сопоставляется с тоарским спорово-пыльцевым комплексом саблынской свиты Лозовской зоны и, вероятно, также имеет тоарский возраст; ж) по трековым датировкам цирконов [Соловьёв, Рогов, 2010] возраст ченкских песчаников оценивается как тоарский.
2. Одновременные региональные вулканическое и климатическое (аридизация климата) события позднего плинсбаха—раннего тоара отразились в составе глинистых минералов, который можно положить в основу выделения маркирующего горизонта. Это позволяет сопоставлять плинсбахские и тоарские разрезы Горного Крыма, Северного Кавказа и Скифской платформы на событийной основе.
3. В результате изучения устьевых фаций крупной плинсбахско-тоарской речной системы (Палеодон), питавшей раннеюрский флишевый бассейн Южного Крыма, в составе Саблынской дельты можно выделить два флювиальных дельтовых комплекса — нижне-плинсбахский сараманский и верхнеплинсбахско-то-арский ченкский.
4. Итоги фациального и общего палеогеографического анализа показали, что толщу ченкских песчаников нельзя рассматривать в качестве свиты или стратиграфического подразделения иного ранга. Она
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма // Стратиграфия мезозоя. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1989. 168 с.
Захаров В.А., Шурыгин Б.Н., Ильина В.И., Никитенко Б.Л. Плинсбах-тоарская биотическая перестройка на севере Сибири и в Арктике // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2006. Т. 14, № 4. С. 61-80.
Кликушин В.Г. О триасовых и раннеюрских криноидеях Крыма // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1988. Т 63, вып. 6. С. 71-79.
Лебединский В.И., Шалимов А.И. О вулканической деятельности нижнеюрского времени в Горном Крыму // Докл. АН СССР. 1961. Т. 140, № 1. С. 197-200.
Ломизе М.Г., Панов Д.И. Амагматическая начальная фаза субдукции на Крымско-Кавказской окраине Тетиса // Геотектоника. 2001. № 4. С. 78-92.
Моисеев А.С. О херсонесском (киммерийском) горообразовании и его проявлении в Крыму // Тр. Ленингр. об-ва естествоиспытателей. 1937. Т. 66, вып. 1. С. 6-33.
Панов Д.И., Болотов С.Н., Самарин Е.Н. и др. Перерывы в разрезе триасово-юрских отложений Горного Крыма и их историко-геологическое значение // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2004. № 2. С. 21-31.
Панов Д.И., Бурканов Е.И., Гайдук В.В. и др. Новые данные по геологии триасовых и юрских отложений в междуречье Марты и Бодрака (юго-западная часть Горного Крыма) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 1978. № 1. С. 47-55.
Панов Д.И., Стафеев А.Н., Юцис В.В. Раннеюрский этап развития Северного Кавказа и Предкавказья // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1996. Т. 71, вып. 6. С. 3-14.
Семенова Е.В. Споры и пыльца юрских отложений и пограничных слоев триаса Донбасса. Киев, 1970. 144 с.
представляет собой песчаную фацию флювиальной дельтовой лопасти.
5. В зоне северо-восточных левых сдвигов в конце плинсбаха возникли вулканические центры с кислым и средним составом вулканитов. Для инициации вулканизма сдвиговых зон в Крыму с начала заложения малых сдвиговых бассейнов (и декомпрессии) потребовалось от 4 до 7 млн лет.
6. На протяжении всего плинсбаха и в начале то-ара разновозрастные дельтовые лопасти в зависимости от тектонического опускания или компенсации осадками северной части Горно-Крымской зоны периодически отступали или выдвигались к рубежу правого склона долины Марты. Предлагаем эту северную часть Горно-Крымской зоны выделить в качестве переходной зоны между мелководной Лозовской и относительно глубоководной Горно-Крымской структурно-фациальными зонами.
Таким образом, одна из «загадочных» толщ Горного Крыма не только получила свое место в тектонической и фациальной структуре северного борта Южно-Крымского флишевого бассейна, но и стала ключевым элементом в расшифровке раннеюрской палеогеографии Крыма.
Славин В.И. Основные черты геологического строения зоны сопряжения поздних и ранних киммерид в бассейне р. Салгир в Крыму // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 1982. № 5. С. 68-79.
Соловьев А.В., Рогов М.А. Первые трековые датировки цирконов из мезозойских комплексов полуострова Крым // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18, № 3. С. 74-82.
Стафеев А.Н., Смирнова С.Б., Ростовцева Ю.И. и др. Палиностратиграфия и условия осадконакопления эскиор-динской серии (кровля триаса-средняя юра) Горного Крыма // Юрская система России: проблемы стратиграфии и палеогеографии: Пятое Всеросс. совещание, Тюмень. Екатеринбург: ИздатНаукаСервис, 2013а. С. 216-218.
Стафеев А.Н., Суханова Т.В., Смирнова С.Б. и др. Палеогеографическое обоснование стратиграфии верхнего триаса и нижней юры Горного Крыма // Юрская система России: проблемы стратиграфии и палеогеографии: Пятое Всеросс. совещание, Тюмень. Екатеринбург: ИздатНаукаСервис, 2013б. С. 219-221.
Тевелев Арк.В, Коварская В.Е., Татаринова Д.С. Лито-логический состав, спорово-пыльцевые спектры и условия образования пород ченкской свиты Юго-Западного Крыма // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2012. № 2. С. 14-24.
Фролов В. Т. Мезозойские и кайнозойские формации Крыма (генетический анализ) // Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 1998. Т. 73, вып. 5. С. 39-48.
Чистяков А.А. Условия формирования и фациальная дифференциация дельт и глубоководных конусов // Итоги науки и техники. Сер. Общая геология. Т. 10. М.: ВИНИТИ, 1980. 161 с.
Эллиотт Т. Дельты // Обстановки осадконакопления и фации / Под ред. Х. Рединга. М., 1990. Т. 1. С. 144-191.
Поступила в редакцию 11.03.2014
