CC BY
42
УДК 551.243:553.98 (477)
Б.О. Занкевич1, B.C. Токовенко1, Н.В. Шафранська1
ТЕКТОНІЧНА ПОЗИЦІЯ ФОРОСЬКОГО ВИСТУПУ КОНТИНЕНТАЛЬНОГО СХИЛУ ЧОРНОГО МОРЯ
З концептуальних позицій розломно-блокової тектоніки узагальнюються новітні геологічні дані та геолого-геофізичні матеріали з геологічної будови Фороського виступу.
Вступ
Фороський виступ шельфу і континентального схилу (ФВ) розташований на південь від однойменного мису кримського узбережжя і займає площу шельфу в межах ізобати — 200м, а підніжжя його схилу оконту-рюється ізобатою — 1500м (рис. 1). В останні десятиріччя ФВ перебуває в полі уваги геологів, відповідно до поступу й деталізації морських досліджень [2, 5, 6, 8, 9, 14-20].
До теперішнього часу накопичувалися численні геологічні й геолого-геофізичні матеріали з будови цього виступу, які потребують певного концептуального узагальнення, в контексті актуальних питань будови та зональної ВВ-носності Чорного моря. Це стосується й необхідності узгодження даних щодо розвитку вулканітів у геологічному розрізі з розлом-но-блоковою тектонікою виступу; зокрема, з’ясування його внутрішньої будови і місця розташування вулканоцентрів, а також — характеру сполуки з суміжними структурами району.
Безпосередньою метою статті є розгляд структурних малюнків ФВ і його обрамлення для обґрунтування можливих тектонічних механізмів їх формування, із намаганням відповісти на питання: які геодинамічні фактори стали провідними в геологічному розвитку структур.
Наведений нижче огляд історії досліджень за суттю містить ключові дані з геологічної характеристики району. Разом із наведеними графічними матеріалами їх достатньо, щоб розпочати далі спеціалізоване обговорення тектонічної будови району.
З історії вивчення прикримського континентального схилу Чорного моря
Вперше в цьому районі в 1973-75 pp. Південним відділенням Інституту океанології AH СРСР проведене глибинне сейсмічне профілювання методом заломлених хвиль (ГСП- МЗХ) по профілю довжиною біля 60 км, який перетинає східну частину ФВ і через прогин Сорокіна виходить до підняття/валу Андрусова [5]. Виділяються три ділянки, що розділені тектонічними порушеннями з амплітудою до кількох кілометрів (рис.2).
Північно-західна ділянка (0-20 км) — крута частина материкового схилу (глибина 700 — 1800 м) — опущений по скиду на межі із централь-
© Б.О. Занкевич, B.C. Токовенко1, Н.В. Шафранська1
1 ВМГОР ННПМ НАН України
Рис.1 Комплексна карта-схема структур Фороського виступу і його обрамлення в акваторії, за [12] та ін. Умовні позначки: 1 — розломи; 2 — межа шельфу; 3 — межа континентального схилу; 4 — межа поширення гранітного шару кори; 5 — ізобати. Подвійні лінії з цифрами в кружках (1- 3) — профілі геофізичних робіт; чорне — Ломоносівський масив.
ною ділянкою блок тріас-юрських відкладів (складчасті, тектонічно подрібнені аргіліти й пісковики таврійської серії).
Центральна ділянка (25—45 км) відповідає нижній частині материкового схилу (глибина 1800—2100 м). Верхня частина розрізу (150—200 м на півночі і 450—500 м на півдні) представлена плейстоцен-пліоценови-ми відкладами, які горизонтально перекривають складноблокову поверхню товщі шаруватих порід. Вважається, що це — опущене південне крило Кримського мегантиклінорію (крейда — палеоген).
Третя ділянка — западина Сорокіна. Північною межею ділянки є глибинний Південнобережний розлом. Шарувата осадочна товща (6—7 км)
— четвертинного і пліоценового комплексів. Глибше чітко виділяється група заломлюючих границь, що занурюються на північ до 6—8 км і належать до іншого структурного поверху (можливо, до північної перик-ліналі валу Андрусова), який незгідно перекритий пліоцен-четвертинни-ми відкладами.
У 1974-75 рр. під час рейсів НДС “Академик Вавилов” на ФВ були підняті, зокрема, з виходів корінних порід — брили туфів андезито-даци-тових альбського віку; а також платформні мергелі, вапняки з кокколі-
тами верхньої крейди і вапняки без фауни, схожі з верхньоюрськими, туфогенні й поліміктові пісковики з глауконітом, піщанисті мергелі [2, 14].
Рис.2 Геолого-сейсмічний розріз (б) ФВ по профілю 1, (див.рис.1), за [5].
Умовні позначки: 1 — пліоцен-четвертинні відклади; 2 — гравітаційно-зсувні утворення; 3 — таврійська серія; 4 — складноблокова будова; 5 — Мг структурний комплекс; 6 — розломи.
За даними [2], туфи є продуктами диференціації матеріалу з єдиного вулканічного джерела і за складом близькі до нижньокрейдових вулканогенно-осадочних відкладів Балаклави. Місце розташування вулканічного апарату передбачається на перетині субширотного розлому, що проходить вздовж підніжжя материкового схилу (гілка Південнобережного глибинного розлому) з субмеридіональним Західно-Кримським розломом.
У 37-му рейсі НДС “Академик Вернадский” на Фороській ділянці драгою вперше підняті породи кайнозою, представлені пісковиками, алевролітами, вапняками, мергелями і глинами палеоцену, еоцену, олігоцену і міоцену [16]. Зокрема, в середній зоні схилу підняті верхньоальбські андезит-дацитові вулканіти, туфомергелі й туфовапняк.
На ФВ у 1977 р. в 61-А рейсі НДС “Витязь” драгою піднято 37 різновидів корінних порід [15]. В середній зоні схилу (глибини 830-1210 м) підтверджено поширення вулканогенних порід (туфи андезитового, андезито-дацитового і дацитового складу), які віднесені до нижньої крейди. З глибини 1100-1210 м піднято уламок зміненого діабазу імовірно середньоюрського віку.
В рейсах НДС “Профессор Водяницкий” у 2002-2004 рр. на ФВ досліджено вулканогенно-осадочну товщу між ізобатами 500 і 1500 м, на відстані приблизно 45 км від мису Фіолент. Нормально осадочні породи в смузі поширення туфових утворень представлені верхньокрейдовими і нижньокрейдовими вапняками, глинами, пісковиками, алевролітами, а глибше 1500 м — верхньоюрськими глинами і вапняками [19].
В рейсі 2006р. НДС ’’Владимир Паршин” ФВ вивчався методом ГПЗ (геополяритонного зондування) вздовж субширотного профілю до глибини 8900 — 9600 м. Зафіксована чітка шаруватість базальтового тіла, яке розбите на окремі блоки численними малими розломами (рис.З).
.<4
Рис.З Схематичний геологічний розріз ФВ за даними ГПЗ, (див.рис.1), за [6,17].
Умовні позначки: 1 — розломи (зокрема, І — IV глибокі розломи); 2 —вулканічні канали; 3 — виявлені шари; 4 — аномалії типу “поклад ВВ”
Було виконано гравітаційне моделювання меридіонального профілю, який простягається на 100 км у бік Західно-Чорноморської котловини (рис.4). В районі палеоконтинентального схилу Західно-Чорноморської западини породи “гранітного” шару субвертикально зрізуються глибинним Південнобережним розломом [б, 17].
М 35 т 45 56 5.1 а
75 « и да 95 М Ш (10 115 120 125 130
С
і ПС км
Рис.4 Модельний геологічний розріз ФВ за густиною порід (г/см3), за [6,17]
Дискусійним питанням, зокрема, лишається вік магматичного комплексу району, до якого входять базажьти, андезитобазальти, андезити, дацити і риодацити, а також гіггабіс&льні інтрузії. Виявлений тут контакт дацитів з вміщуючою осадочною глянисто-мергелистою товщею датований за фауною форамініфер нижньою крейдою (альб) [17 та ін.]. Наявність підводних і наземних виливів л&в, згідно з різноманітним складом і текстурою вулканічних порід, свідчить про нестійкий тектонічний режим регіону за часів вулканізму, що відповідає крейдовому періоду.
Перспективними є новітні дані ИШ стосовно вертикального поширення переважно прирозломних покладів ВВ, які виокремлюються дистанційним методом у межах ФВ (див. рис.З). Ці перспективи набувають тим більшого значення, оскільки боки частково завірені матеріалами розвідувального буріння [17]. Згідно суттєво вулканогенного геологічного розрізу ФВ, ми будемо мати в цьому районі родовища ВВ, подібні до відповідних родовищ Грузії, площі Мурахтанли [1].
Тектонічна будова Фороськоге виступу
Тектонічними межами ФВ є: із заходу — Західно-Кримський (Ска-довсько-Євпаторійський), з півдня — їїівденнобережний глибинні розломи. В плані ними оконтурюється, з першого погляду — трикутник, південно-західний край Скіфської плити, акваторіальна частина якого і представлена ФВ (див.рис.1). Стосовно місць вулканічних центрів на території виступу, вище наводилася думка [2] про розташування їх на перетині Південнобережного і Західно-Кримського глибинних розломів. У поверхні Мохо ФВ проявлений не менш характерно, ніж у геоморфології континентального схилу (рис.5). Наведені геолого-геофізичні дані з тектонічної будови ФВ є певною мірою схематичними й тому — загальноприйнятими. Однак, щодо “зовнішніх” для виступу, геодинамічних умов формування структури, наше обговорення має зважати на варіанти інтерпретації оточуючих і глибинних структур, які співіснують у публікаціях, в тому числі й наших [3, 4, 10, 11 та ін.].
Аналіз структурного рисунка розломів довкола точки перетину дозволяє тлумачити будову цієї ділянки не стільки як “Т -подібний” перетин (чи “потрійну точку”), але як складне розгалуження розломів; зокрема, Західно-Кримський розлом сполучається тут з головною, Одесько-Синопсь-кою зоною глибинних розломів. Менші субмеридіональні розломи, що перетинають ФВ, на південь від нього також з’єднуються з Одесько-Си-нопською зоною. Тобто, в плані виступ є достатньо складним структурним вузлом/ділянкою на перетині двох зон глибинних розломів: Одесько-Синопської і Південнобережної. Суттєвим є уточнення форми ФВ в плані
— це трапеція, що оконтурюється (і перетинається) розломами; кожен з них займає ту чи іншу тектонофізичну позицію вторинних розломів щодо згаданих зон глибинних розломів.
Послідовно їх розглянемо за сукупністю даних, враховуючи виявлену здвигову компоненту кінематики останніх [3,4]. Методично це виглядає як співставлення структурного рисунка ФВ з палеткою — “еталонною” діаграмою вторинних розломів здвигових зон в моделях [3]. Бажа-
но, щоб інтерпретація якнайбільше узагальнювала наявні геологічні і геолого-геофізичні дані та узгоджувала модельні уявлення про глибинну будову і структури району дослідження.
Південний край схилу ФВ обмежений субширотним фрагментом Південнобережного розлому (див.рис. 1). Він займає в Південнобережній зоні И- і Р-позиції правого і лівого здвигу відповідно; і її'-позицію стосовно лівого здвигу Одесько-Синопської зони. її- і Р-позиції кінематично характеризуються як здвиг з розтягненням (тобто цей розлом був сприятливим для “транзиту” глибинних магматитів). К'-позиція — здвигу із стисканням, за умов інверсії здвигу Одесько-Синопської зони на правий здвиг, також набувала компоненти розтягнення. Такі кінематичні епізоди розломно-блокової тектоніки і були найбільш сприятливими для розвитку вулканізму ФВ.
Східний край ФВ утворений розломом ПнПнС простягання; це південна частина Мелітопольсько-Новоцарицинського (Оріхово-Павлоградсько-го) розлому. На розрізі ФВ він, як фрагмент Південнобережної зони, зображений уступом-скидом М.2 фундаменту (див.рис.2). Тектонофізично цей розлом займає Т-позицію вторинного розлому із розтягненням стосовно лівого здвигу Південнобережної зони; і И'-позицію стосовно правого здвигу Одесько-Синопської зони.
Західний край ФВ утворений фрагментами розломів, які обумовлюють тут внутрішню будову Одесько-Синопської зони. Тектонофізичні позиції цих розломних фрагментів є такими: Ь-позиція для поздовжних розломів-здвигів Одесько-Синопської зони; для субмеридіонального розлому — Т-позиція із розтягненням щодо правого здвигу Західно-Кримського глибинного розлому. Останній розлом сам є структурним елементом, синтетичним Н-розломом Одесько-Синопської зони щодо правих — і Р-розломом — щодо лівих здвигів. Локальне сполучення цих розломних фрагментів зони — Ь-, И,- Р-, Т-напрямків забезпечили вигин західного краю ФВ від субширотного до субмеридіонального. Саме компонента роз-
тягнення II- (Р-), Т-напрямків мала сприяти розвиткові вулканоцентрів на перетинах цих розломів.
Цікавою є тектонофізична позиція розлому, який відгалужується від Одесько-Синопської зони південніше ФВ і розтинає його центральну частину в ПнПнЗ напрямку (див.рис.1). Він є вторинним розломом, із Т-позицією — розтягнення щодо правих здвигів Одесько-Синопської зони. Стосовно Південнобережної зони це И'-позиція вторинного розлому, в умовах лівого здвигу; тобто, при інверсії напрямку здвигу на лівий, тут також виникають умови розтягнення. Субширотний розріз ФВ (див.рис.3) деталізує внутрішню будову цього розлому як зону паралельних розломів.
Підсумовуючи варіанти тектонофізичних позицій розломів з розтягненням, що обумовили в районі широкий розвиток магматитів і вулка-нитів, стає зрозумілою роль геодинамічних факторів у концептуальному полі розломно-блокової тектоніки. Перманентний характер умов розтягнення ділянки південного краю ФВ обумовлений розгалуженням розломів Одесько-Синопської зони та перетином з розломом Південнобережної зони. Зрозумілий також імпульсний механізм розтягнення в окремих фрагментах розломів, що є похідним, вторинним від інверсій здвигової кінематики регіональних зон розломів. Мабуть, не випадково ця ділянка просторово співпадає з локальною аномалією ендогенного теплового потоку, що пов’язана з мантійними магматогенними джерелами (рис. 6) [6].
Рис.6. Схема теплових аномалій у Чорноморській западині, (в мВт/м2), за [6]
Одесько-Синопська зона “обходить” із заходу ФВ і утворює в плані несуттєві, на перший погляд, флексурні вигини, які є елементом Цир-кумчорноморської зони розломів — на північно-західному, західному і
південному обрамленнях виступу. Наявність на західному фланзі ФВ флексурних, И-подібних фрагментів вторинних розломів Одесько-Синопсь-кої здвигової зони, дозволяє нам пояснювати розташування центрів вулканізму відомим “пул-апартовим” механізмом міжблокового розтягу з утворенням довготривалого глибинного магматогену [13]. Цей механізм “спрацьовував” за умов лівого здвигу Одесько-Синопської зони розломів і забезпечував виведення магматичних продуктів з глибинних рівнів по розломах розтягнення — магматичних, вулканічних каналах розвантаження, що розкривалися в імпульсному режимі згідно з інверсіями напрямку головних регіональних здвигів.
За даними структурно-парагенетичного аналізу території Сорокінсь-кого прогину, осьова частина якого трасується поздовжніми розломами Південнобережної зони, нами виявлено наявність інверсій напрямків здвигів по цій зоні [4]. В контексті блокової будови фундаменту району * суттєво, що при правосторонніх здвигах Південнобережної зони тилова частина блоку ФВ (вона обмежена із заходу ЗКР) тектонофізично опиняється в умовах розтягу. Таким чином, ділянка сучасної теплової аномалії — і глибинного магматичного джерела — також перманентно розвивалася і існувала при різних напрямках регіональних стресів і рухів розломної сітки. Геологічний час активного функціювання магматоген-ного пул-апарту в принципі зафіксований датами абсолютного віку магматичних і вулканічних порід ФВ. Аналіз вікової періодичності датувань має виявити імпульсний режим розвантаження магматичного джерела в сприятливі (з компонентою розтягнення) розломні канали.
Модельні уявлення про пул-апартовий механізм глибинного утворення магматичної камери наводяться нами за [13]. Вважається, що режим приздвигового розтягнення реалізується на різних рівнях земної кори різними механізмами — в’язко-пластичною течією в нижніх горизонтах і крихким розтягненням блоків у верхніх, за моделлю рифтового розтягнення [22]. При розходженні блоків на глибині постійно мають виникати лійкоподібні в розрізі зони розтягнення — потенційні пастки для інфільтрації в ділянки пониженого тиску магматичних розплавів. При подальшому розтягненні гарячої пастки поступово утворюється камера; її заповнення лишається рідким або частково рідким на протязі всього періоду суттєвого розтягнення.
Як і більшість окремих рифтових западин і пул-апартових басейнів, також і подібні магматичні камери розвиваються асиметрично, подовжуючись лише в один бік; це характерно для багатофазних масивів з латеральною міграцією фаз [21]. Магматичні комплекси з двома і більше початковими магматичними центрами є, вірогідно, наслідком сполуки спряжених приздвигових структур, аналогічно дво- чи багатоцентровим пул-апартам. Заповнення магматичної камери пов’язується не стільки з гідростатичним підняттям магми, скільки з поровим втягненням розплаву в ділянку пониженого тиску камери, синхронно до ритмів розтягнення. На завершальних етапах консолідації масивів динамічні умови довкола магматичної камери змінюються під впливом внутрішніх факторів перероз-
поділу напруг в системі тверда фаза — залишковий розплав — газовий флюїд, а також характеру рухів розломів, що контролюють локалізацію камери.
Стосовно альпійської, зокрема, сучасної геодинаміки району є по-різному аргументовані напрацювання: за даними землетрусів і геодинамічних моделей, які з позицій плитної — мобілістської концепції інтерпретують регіональну будову (рис.7) [10, 11]. Саме на регіональному масштабному рівні ця модель принципово відображує колізійну геодинаміку Східно-Чорноморської плити-індентора і Скіфської плити. ФВ перебуває при цьому в умовах розтягнення; виступ зазнає “відкат” від Кримського орогену в бік Західно-Чорноморської плити.
Рис.7 Схематична модель сучасної інденторної геодинаміки Східно-Чорноморської (СЧМП) і Скіфської плит (КРИМ), за [10, 11]. Пояснення в тексті.
Латеральна морфологія цих. моделей на локальному масштабному рівні в деталях не зовсім узгоджується з блоковою будовою (хоча моделі і набувають від неї морфологічних рис), оскільки містить “передбачувані”, тобто не закартовані розломи. Наш підхід до структури ФВ як розломно-блокової (див.рис. 1) враховує кінематику глибинних розломних зон і вторинних розломів, дозволяє детальніше і без протиріч ув’язати геолого-історичний комплекс структурно-геологічних, геологічних матеріалів разом із геолого-геофізичними даними та регіональними моделями глибинної тектоніки.
Висновки
1. Розломно-блокова структура ФВ постає все більш зрозумілим і прийнятним уявленням, що без протиріч обгрунтовується за комплексом наявних геологічних та глибинних геолого-геофізичних даних. Блок ФВ утворений достатньо складним за будовою вузлом перетину двох лінеа-ментних зон регіонального масштабу: Одесько-Синопської і Південнобе-режної. Безпосередньо ФВ обмежується (і перетинається) вторинними розломами цих зон.
2. Глибинні розломи згаданих лінеаментних зон регіону, за методично незалежними даними різних авторів, в тому числі і наших даних, мають суттєву здвигову компоненту латеральної кінематики. Глибинні розломи-здвиги фундаменту, а точніше — малоамплітудні здвигові дислокації по них — є структуроутворюючими в достатньо широких зонах їх динамічного впливу. При здвигових дислокаціях зон глибинних розломів в консолідованих породах Mz структурного поверху чохла утворювалися вторинні розломи, а в квазіпластичних породах Kz поверху — складчасті структури.
3. Глибинне магматогенне джерело ФВ тяжіє до локальної теплової аномалії на вузлі розгалуження Одесько-Синопської зони і її перетину з Південнобережною зоною і, вірогідно, пов’язане з “пул-апартовим” механізмом утворення магматогену. Вулканоцентри просторово пов’язуються з тими вторинними розломами, які згідно зі своїми тектонофізичними позиціями періодично мали компоненту розтягнення при змінах напрямків здвигів по регіональних розломних зонах.
4. Окрема локальна теплова аномалія просторово пов’язується також і з Ломоносівським масивом. За попередніми даними аналізу структурних рисунків цього району, і тут задіяний “пул-апартовий” механізм магматизму. У перспективі, при більш детальному розгляді його структури, строкатий речовинний склад магматитів і вулканитів масиву [18] має знайти пояснення на рівні геодинамічних механізмів. Тобто, це питання також постає до переліку актуальних завдань деталізації геологічної будови окремих районів північного Чорномор’я.
1. Бескровний Н.С. Нефтегазоносность и магматизм /Сб.: Особенности глубинного строения земной коры и теоретическое обоснование неорганического генезиса нефти. Киев, Наукова думка, 1982, с.272-292.
2. Жигунов A.C. Нижнемеловые вулканогенные породы с южного участка Крымского континентального склона// Океанология.—1983.—т. 23, вып.1. С.95-99.
3. Занкевич Б.О., Токовенко В.С.,Трохименко Г.Л., Шафрансъка Н.В. Структура і перспективи ВВ-носності валу Андрусова Чорноморської западини // Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2007, №4. — С.35-43.
4. Занкевич БА., Трохименко Г.Л. О геодинамике прогиба Сорокина — шовной зоны на стыке Восточно-черноморской и Скифской плит // Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2007,№1. — С.25-31.
5. Коган Л.И., Маловицкий Я.П., Москаленко В.Н., Шимкус K.M. Новые данные о структуре осадочной толщи дна Черного моря южнее Крыма // ДАН СССР.— 1977.—т.233,№ 3. С450 — 452.
6. Коболев В.П., Русаков О.И. и др. Геофизические исследования в 27-м рейсе НИС “Владимир Паршин” в Черном море // Геофиз. Журн..— 2007.—29, №2.— С195-207.
7. Коболев В.П., Русаков О.И. и др. Геофизические исследования (Гл.IV) //Сб.: Геология континентальной окраины Черного моря, Киев, ОМГОР НАН Украины, 2007, С.55 64.
8. Маловицкий Я.П., Терехов АА. О природе подводного хребта Архангельского в Черном море//Докл.АН СССР,1973, т. 208,№ 3.
9. Москаленко В.Н., Маловицкий Я.П. Результаты глубинного сейсмического зондирования на трансмеридиональном профиле через Азовское и Черное моря // Изв. АН СССР, сер. Геол.—1974,—№ 9. С.23-30.
10. Паталаха Е.И., Гончар.В.В., Трохименко Г.Л. Своеобразие современного напряженого состояния и геодинамики Западной и Восточной котловын Черного моря // Геол..журн. 1997.№3/4.С. 145-151.
11. Паталаха Е.И., Гончар.В.В., Сенченков И.К., Червинко О.П. Инденторный механизм в геодинамике Крымско-Черноморского региона. Киев, 2003. — 226с.
12. Самсонов В.И., Присяжний В.М., Луцкив С.С., Чепіжко A.B. Особенности геодинамики и тектоники экваториального обрамления Горного Крыма в связи с перспективами нефтегазоносносности. / Сб.: Геодинамика и нефтегазоносные структуры Черноморско-Каспийского региона. Тез.докл. IV Междунар.конф. “Крым — 2002”. Симферополь, 2002.СЛ74-176.
13. Тевелев A.B. Сдвиговая тектоника. — М.: Изд-во Моск. Университет. — 2005 - 254 с.
14. Шимкус К.М, Шумейко С.Н. Первые находки пород мелового возраста на материковом склоне Черного моря// Океанология. —1977.—т.17, вып.5, С.862-866.
15. Шимкус K.M., Жигунов A.C. Некоторые черты мезозойской истории Черноморской впадины по данным изучения коренных пород // Геол. журн..—1987.— т.47, №2. С 46 — 54.
16. Шнюков Е.Ф., Маслун Н.В., Иноземцев Ю.И. и др. Новые данные о геологическом строении континетального склона Крыма // Геол. журн..— 1990.— 3. С. 88
97.
17. Шнюков Е.Ф., Иванников A.B., Иноземцев Ю.И. и др. Геология континентальной окраины Черного моря. Киев, 2007. ОМГОР ННПМ НАНУ, 82 с.
18. Шнюков Е.Ф., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е. Палеоостровная дуга Черного моря. Киев. ОМГОР ННПМ НАНУ.— 1997.— 288с.
19. Шнюкова Е.Е., Щербаков И.Б. Петрография пирокластических и вулканогенно-осадочных пород Форосского выступа континентального склона Черного моря// Геол. и полезн. ископ. Мирового океана. — 2005.—№;1. — С. 87-101.
20. Щербаков ФА., Гобачик Т.Н., Моргунов Е.Г. и др. Верхнеальбские отложения западной части континентального склона Горного Крыма // ДАН СССР.— 1977.— т.236, №3. С.708-710.
21. Sutcliffe R.H. Magma mixing in Late Archean tonalitic and mafic rocks of the Lac des Iles area, Western Superior Province // Precambrian Research, 1989, v.44, p.81-101.
22. Wernicke B. Uniform sense normal simple shear of the continental lithosphere / / Jour. Earth Sei., 1985, 22, No 1, p. 108-125.
С концептуальных позиций разломно-блоковой тектоники обобщаются новейшие геологические данные и геолого-геофизические материалы по геологическому строению Форосского выступа.
According to conceptual positions fault-block tectonics the newest geological data and geological-geophysical materials of geological structure of Foros nose are generalized.
